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Full text of "Lehrbuch der Geographie"

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Lehrbuch der Geographie 



Hermann Wagner, 



Zehnte, sorgfältig durchgesehene und ergänzte Auflage. 

Zugleich fünfte Auflage der Neubearbeitung 
• leb Lehrbuchs der Geographie von Gut he- Wagner 



Erster Band. 

Allgemeine Erdkunde. 

/weiter Teil. 
Physikalische Geographie. 








Hahnsche Buchhandlung in Hannover 
1922. 



II. rm:inn in I 



Vorwort. 



Dieser II. Teil meiner Allgemeinen Brdkunde, die gesamte Physi 
kaiische Erdkunde enthaltend, erscheinl leider beträchtlich spater als 
im Vorwort zum f. Teil (Jan. 1920) in Aussichl gestellt war. Wider Er- 
warten erfolgte meine Entbindung vom akademischen Lehramt erst im 
Herbst 1920; andererseits habe ich damals, wie ich offen gestehe, den 
Umfang der erforderlichen Abänderungen und Ergänzungen unterschätzt. 
Nur teilweise sind die letztern aus der Zahl der eingeschobenen 
Paragraphen (s. Inhaltsverzeichnis) zu ersehen. Für EinZelkäufer dieses 
Bandes muß wohl wiederholt weiden, daß in den verschiedenen Auflagen 
meine- Lehrbuchs versucht worden ist. nach Möglichkeit Zahl Und Inhalt 
der einzelnen Paragraphen aufrecht zu erhalten, um in der Länder- 
kunde auf diese letztein statt auf die wechselnden Seitenzahlen hin- 
weisen zu können. 

Durch engeren Druck gelang es, den äußeren Umfang des Bandes 
trotz, stark vermehrten Inhalts im alten Rahmen zu erhalten. 

Noch möchte ich an dieser Stelle eine in § 78 des I. Teils über 
die astronomischen Grundweite vorausgeschickte Bemerkung verallgemeinern. 
Auf Quantitätswerte ist auch in dieser Physikalischen Geographie, wie ich 
glaube, mehr Gewicht gelegt, als in anderen Werken gleichen Inhalts. 
Dabei weichen manche in Ziffern gekleidete Endergebnisse gelegentlich 
von denjenigen ab, die sich in den von mir ausgenutzten und namhaft 
gemachten Quellenschriften finden, weil ich sie stets mit solchen Grund- 
werten in engste Beziehung zu bringen suchte, von denen in den ein 
leitenden Kapiteln ausgegangen ward. So ziehen sich z. B. die Dirnen 
sionen der Erde nach Bessels Elementen oder die Annahme der Land- 
und Wasserflächen zu 149 bezw. 361 Millionen qkm. usf. wie rote Fäden 
durch die Physikalische Geographie. Der Aufgabe eines in das wissen 
schaftliche Studium der Erdkunde einführenden Lehrbuchs entsprechend 
sollte damit der studierenden Jugend ein Ansporn gegeben werden, sich 
durch eigenes Nachrechnen von dem innern Zusammenhang zwischen 
Grundwerten und Endergebnissen zu überzeugen. 

Wertvolle Hilfe bei der Korrektur des Drucks verdanke ich dem 
Assistenten am hiesigen Geographischen Seminar. Dr. Max Hannemann. 

Den III. Teil des Bandes, der Bio- und Anthropogeographie gewidmet, 
hoffe ich bestimmt im Jahre 1922 folgen lassen zu können. 

Göttingen, im Dezember 1921. 

Hermann Wagner. 



Inhalts -Verzeichnis. 

Buch II. 
Physikalische Geographie. 



§ 116. Literarischer Wegweiser 

für die allgemeine Morpho- 



Seit.- 



Seite 



logie der Eid- und Landober- 
Häche 251 



Kapitel I. Die Erdoberfläche. 



§ NT. Die im [inj. -che Erdoberfläche 260 
Ü 118. Terra eognita und Weltbild 262 
$ 119. Die Entwicklung des Welt- 
bildes vom Standpunkt euro- 
päischer Kultur 263 

S 120. Die heutigen Grenzen der 

Terra eognita 266 

§ 121. Flächenverteilung von Land 

und Wasser 266 

Land- und Wasserhalbkugel . 268 



§ 122. Massenerhebungen d. Erdrinde 269 

| li':!. Gliederung von Land- und 

Wasserflächen in Erdräume 2":; 
§ 124. Die kontinentale Gliederung 276 
§ 12."). Das Maß der horizontalen 

Gliederimg 279 

$ 126. Die Gliederung der Ozeane 282 
§ 127. Die Abdachung der Land- 
oberfläche und die 'großen 
Gebirgsgürtel 285 



Kapitel II. Das Festland. 



I. Innerer Aufbau der Erdrinde 



Einleitung 2s, 

§ 128. Gesteinsbildung 288 

§ :{29. Gesteinslagerung 290 

§ 130. Arten d. Lagerungsstörungen 293 

§ 111. Ursachen derselben ...... 296 

jj 131a. Kontraktionstheorie .... 297 



§ 131b. Gründe für selbständige He- 
bungen von Rindenteilen . 300 
§ 131c. Epirogenese und Orogenese 302 
§ l31d.A. Wegeners Horizontaiver- 

Bchiebuncen der Kontinente 303 



II. Heutige Bewegungen der Erdrinde. 

$ 132. Einleitung 305 § 135. Strandverschiebungen als Be- 

Bodenunruhe 305 weise epirogenet. Vorgänge 315 

$ 133. Erdbeben 305 § 135a. Bodenbewegungen im Bin- 

§ 134. Vulkanische Tätigkeit . . 309 nenlandc 31s 

III. Umgestaltung der Erdrinde von außen. 

Einleitung 318 § 136a. Bodenbildimg 323 

Morpholog. Terminologie . . 321 § 137. Bodenverlagerung, Schutt- 
§ 136. Die Verwitterung 322 balden und Bergstürze . . 325 






Tnhnlts-Vor7oichnis. 



IS9. 

L40 
I 11. 
I 12, 
1 13. 
1 I3a 



Grundwasser und Quellet 
1> i- -i römende W »sei 

FlußeroaioQ 332 

Die Flußsedimente 
Sedhuentablagerung . 336 

Gletscherwirkungen . 340 

Gletscherbewegung •'•)! 

Mor.iiiiM ... .11 

< llotschet Schwankungen und 

344 



§ I 13(1. Pol nun glazialei Alur. 

< Uetschererosion . . . 
5 I I3e. Moränenlandsohafteti 

Schottert errassen . . 
§ Mi. Die Meeresarbeil längi 

Küsten ....... 

jj I 15 I He Flußmündungen. 

Deltas 

§ I 16 Der Wind als ümgestall 

Faktor 



gung. 

und 

s der 
Die 

endet 



Beitc 
346 
348 
350 
354 
357 



IV. Allgemeine Ergebnisse der Umbildungen. 



I »7. Utersfolge der Gesteine . . 350 
l l& Di.- morphologisch« n R< j 



§ 140. R 

V. Die Geländeformen. 



neu des Festlandes . . . 364 
Regionale Bodenbedeckung 360 



150. 
160a 
151. 

1 52. 

15& 
154. 

1 55. 
156. 

I.-.7. 
158 



j 17 i. 
jj 17.".. 
| 176. 
j 177. 
17& 



Literarisi hei WegweiseJ , . 373 
.Grundsätee *\<-\ Einteiliu 
Die orograpbisohen odet 

heu ( lattungen . . 375 
Einteilung der Großformen 

nach d ^T'- 1 

Höbenklassen derselben . . 380 
I >i.- morphologischen 1 1 

t angen der ( Iroßfoi nun . . 385 

pnische Zyklus . 388 

Die jungen Ebenen .... 390 

Schichtungstafelländer . . . 392 
Rumpfflächen und Vereb 

aungsflächen :'>'•••'! 

Typische Hügelländer . . . 396 



Land- 



§ 160. Landschwellen und 

stufen 

jj 161. Erosionsgebirge 

-. 162. Faltengebirge ....... 

: L63. Leitlinien der Faltenzüge . 

§ 164 Schollengebirge 

jj L66. Vulkanische Gebirge 

§ 166. Die Gewässer des Festlandes 

§ Ki7. Die Wasserscheiden . . . . 

s < 168. Die Täler 

| 169. Längs- und Quertäler . . . 

§ I7n. Die Durchbruchstäler . . . 

§ 17 1. Die Gliederung der Gebirge 

§ 172. Die Pässe . 

S 17:!. Orometrische Werte . . . . 



397 
399 

101 

»OS 

109 
113 

110 
417 
119 
123 

il»:» 
t:$o 

432 
434 



VI. Seen und Flüsse. 



Die Seen 441. 

Kleinere Se< ngebiete . . . 44"> 

enregionen 44!) 

Die Flüsse 151 

Stromgebiet 162 



§ I7!>. Bau der Stromsysteme . . !.">."> 
I hu. Flußrichtung und Strömen l 

wicklung 159 

§ 181. Di«' Flüsse als Wasserwege, toi 



VII. Küsten und Inseln. 



Die Küsten 463 

l »ie Koni inentalgesta.de . . 165 

j 184 K äst ngliederung 166 

1 85. Paralometrische Werte . . 167 

Die Kontinentalküsten . . I7<> 

Schwemmlandküsten . . . 173 

• 188. Dil ä ehäfen 17". 

ein 179 



. 182. 
- 183. 



■ 186 

| 18 1 ; 



§ 190. Die unselbständigen Konti- 
nentalinseln 182 

§ 191. Die selbständigen Kontinen- 
talinseln 483 

S 192. Kontinentale Restinseln . . 484 
§ I!»:!. Ozeanische Vulkaninseln . . is.~> 
: L94. Die Koralleninseln .... 487 
; 195. Die Meeresstraßen 189 



Kapitel III. Das Meer, 
j r.tti. Literarische] Wegweisei ztu Meereskunde. . . , 



i-.i:; 



I. Die Meeresräume. 



es Meerwi 195 

198 l ' M< • reenn eau und das 

.Mittelwasser VM\ 



199. Die Tiefenmessungen . . . 198 

200 Die Meerestiefen 499 

Der englische Faden . . 499 



Inhalts Verzeichnis 



VII 



•Seit.' .Seito 

§201. Die Gestalt des Meeresbodens 600 §204. Erläuterungen aui Tiefsee- 

I 202. Benennung und Begrenzung karte der Knie .107 

der Ozeane 503 § 205- Regionale Bedeckung des 

§ 203. Mitteltiefen der Einzelmeere 505 Meeresbodens 509 

II. Das Meerwasser. 

g 206. Chemische Zusammensetzung § -MI. Das Eis im Meere. . . . .121 

des Meerwassers .111 § 212. Die Tiefentempsraturen in 

| 2o7. Sein spezifisches Gewicht . . 513 den Ozeanen 524 

i 208. Die Farbe des Aleeres . . . 515 Meereszirkulation 525 

§ 209. Die Wärmeverteilung im §213. Temperaturverteilüng in den 

Wasser 117 Nebenmeeren 526 

l 210. Verteilung der Temperatur § 214. Die Temperaturen in Binnen - 

ini Oberflächenwasser . . . .117 seen .127 



III. Die Bewegungen des Meeres. 



^ 21.1- Arten der Bewegungen . . 528 

§ L'lti. Die Oberflächen wellen ... 528 

jj 217. Seebebenwellen ((Stoßwellen) 531 
§ 2 IS. Stehende Wellen oder Sei 

ches 531 

5 219. Die Gezeiten 533 



§ 220. Die Gezeitenströmungen . 538 
5J 221. Die Meeresströmungen . . 539 
§ 222. Theorie der Meeresströmun- 
gen .... 541 

§ 223. Übersicht der Meeresströ- 
mungen 545 



Kapitel IV. Die Lufthülle. 



I 224. Literarischer Wegweiser zur 
Meteorologie und Klima- 
tologie 551 



§ 225. Die Atmosphäre 553 

§ 226. Das Klima 557 



I. Temperatur der Luft. 



Die Sonnenbestrahlung (In- § 233. 

solation) 558 jj 234. 

Die Ausstrahlung 563 

Einfluß der Natur des Bo- 
dens auf die Lufttemperatur 564 § 235. 
§ 230. Die beobachteten Lufttem- 
peraturen 565 § 236. 

Temperaturmittel 567 

Jährlicher Gang der Ton- § 237. 

peratur 568 § 238. 



| 228 

* 229 



§ 231. 
§ 232. 



Ihre Abnahme mit der Höhe 
Verteilung der Lufttempe- 
ratur auf der Erdoberfläche 

Temparaturzonen 

Jährliche Wärmeschwankung 
Land- und Seeklima .... 
Durchschnitts- und Normal- 

temparaturen 

Thermische Anomalie . . . 
Das Höhenklima 



569 

573 
574 

577 
578 

578 
581 
581 



II. Luftdruck und Winde. 



§ 239. Einleitung 583 

$ 240. Barometrische Höhenmes- 

sung 584 

S 241. Gang und Verteilung des 

Luftdrucks. Isobaren . . . 587 
^ 242. Die barischen Windgesetze . 591 



Sj 243. Windgürtel und Windregio- 
nen der Erde 598 

§ 244. Lokale Winde 603 

Tal- imd Bergwinde .... 603 

Föhnwind 604 

i; 245. Allgemeiner Kreislauf im 

Luftmeer 605 



III. Wasserdampf und Niederschläge. 



i; 246. Die Verdunstung tili 

§ 247. Die Feuchtigkeit der Luft . 614 
$ 248. Formen der .Niederschläge . 616 



Bewölkung 617 

249. Menge der Niederschläge . . 618 
Herkunft des Regens . . . 620 



VI II Inhalt.«- V« /rahm--. 

r 

gd - w • ; - 620 Gebiete mit Etogenarmul . u_»(. 

nkarten . . . Zone der Westwinde . . (V21 

■'Hin auf dem I ^ 251. Regenregionen auf dein Meere 628 

lande. Tropen 624 | 262. Wasserhaushalt auf der Erde 629 

Monsungebiete 626 \ 263. Schneefall u, Schneegrenze 831 

IV. Das Klima 

Literarische! Wegwei»ci /in § 254o.Dic Zwiaehenklimatc . . . 646 

Klassifikation der Klimatc . 634 § 254f. Die dauernd kalten KU mute 646 

Klimagürtel und klimatische jj 254g.Übersicht (547 

_ um« n 836 §266. Phanolog. Beobachtungen 648 

Die tropisehen Regenklimate § 256. Knmaaohwankungen . . . ß40 

ii. Monsunklimata ... . 639 § 266a Ursachen säkularer Klima- 

Di« trockenen Kliman tili Schwankungen 664 

5 254d.Di< borealen Waldklimate . 643 



Buch IL 
Physikalische Geographie. 



§ 116. Literarischer Wegweiser für die allgemeine Morphologie der 
Erd- und Landoberfläche. Die Geschichte der geographischen Morphologie 
skizziert in großen Zügen A. Penck in seiner „Morphologie der Erdoberfläche" I, 
1894 (s. u.), wie er auch die historische Entwicklung jeder Einzelfrage mit Sach- 
kenntnis und zuverlässigem literarischen Quellennachweis übersichtlich darstellt. 

Die Lehre von den Reliefformen der Erdoberfläche, zu denen von geo- 
graphischer Seite nach langer Vernachlässigung Karl Ritter und Humboldt 
so manche neue Bausteine gelegt hatten, hat noch unbeeinflußt von den neuern 
Anschauungen, die unten geschildert sind, C. v. Sonklars „Allgemeine Urogra- 
phie" (Wien 1873) zusammengefaßt. In dieser spielt noch die rein äußere 
Form ohne Rücksicht auf die stoffliche Zusammensetzung und den innern Bau 
der Oberflächenteile die Hauptrolle bei Einteilungen und Beschreibungen; sie 
gehört demnach einer hinter uns liegenden Periode an. In geographischen Kreisen 
haben Oskar Peschels „Neue Probleme der vergleichenden Erdkunde" (Leipzig 
1868, mehrfach neu aufgelegt) den Hauptanstoß gegeben, sich wieder mit morpho- 
logischen Fragen zu beschäftigen. Nicht nur die von ihm auf Grund vergleichenden 
Kartenstudiums behandelten Aufgaben (Küstentypen, Inseln, Deltas, Tal- 
bildung, Seen, Wüsten), sondern zahlreiche ähnliche sind seitdem in gründlichen 
Untersuchungen erörtert. Als ungleich umfassenderer Versuch einer Morpho- 
logie der Landoberfläche muß F. v. Richthof ens „Führer für Forschungs- 
reisende" (Berlin 1886, unveränderter Neudruck 1901) bezeichnet werden. Dies 
überaus wichtige Werk erstreckt sich auf eine große Zahl von Klassifikations- 
vorschlägen, welche der typischen Bezeichnungsweise morphologischer Formen 
neue Wege eröffnet haben. Den gesamten Stoff der neuen Grenzwissenschaft 
zwischen Geographie und Geologie versuchte Albrecht Pencks oben genannte 
„Morphologie der Erdoberfläche" (2 Bde., Stuttgart 1894) zum ersten Male syste- 
matisch zu gestalten; ein höchst verdienstliches Werk, das neben einer Fülle neuer 
Ideen die meisten einschlägigen Fragen gründlich, wenn auch nicht selten zu abstrakt, 
in Erörterung zieht. Es überhebt uns vielfacher Hinweise auf frühere Einzelarbeiten. 
A. Neubers „Wissenschaft! Charakteristik und Terminologie der Bodengestaltung 
der Erdoberfläche" (Wien 1901) beschränkt sich trotz ihres großen Umfanges fast 
ganz auf eine einschneidende, von rein topographischem Standpunkt ausgehende 
Kritik der von v. Richthofen und Penck aufgestellten Begriffe und vorgeschlagenen 
Bezeichnungen. In manchen Bemerkungen nicht ohne Wert, entbehrt das Werk 
wissenschaftlicher Durcharbeitung. ■ — 

Seit dem Erscheinen dieser grundlegenden Werke ist die Geomorphologie 
in ein neues Stadium getreten, in dem sich die Methodiker noch ziemlich scharf 
H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 1 ' 



Buob 11. Physikalische Geographie. 

ul» rstchon. Es ward eingeleitet durch W. Monis Dai ib' Eahlreiohe Schriften, 
auf die im Abschnitt über die Oberfläohenfonnen naher eingegangen wird f§ ISO). 
Guter den früher ($ 21) genannten Lehrbüchern der Allgemeinen Geographie 
muß von neuem hier auf Supana vortreffliche Grundzüge ihr physischen Erd- 
kunde in den neueren Auflagen (6. Aufl. 1916; Abschnitt 1\'. Dynamik dea Landes, 
Abschnitt V, Morphologie dea Landes), .-«»wie auf K. de Marfronnes Traite 
de geographie physique (l'ari^ 1909, i\ . partie: Le relief du boI) hingewiesen 
werden. Hoohstetters Abschnitl in d< a .">. Auflage von Mann, Hoohstetter und 
Pokornya Allgemeiner Erdkunde (Prag IST.) ist von E, Brttokner gänzlich am- 

lte1 u. d. T. „Dm feste Erdrinde und ihre Formen", Wien 1897. Der Schwer- 
punkt des Brficknerschen Werkea liegt in der Entwicklung der Vorgänge, die an 
der Ausgestaltung der Erdoberfläche arbeiten. Insbesondere ist auf A. Penoka 

tel „Die Erdoberfläche" in Boobela Qeogr. Handbuoh (5, Aufl.. Bielefeld 1909, 
120 200) su verweisen. In Kendos Sandbuofa der geogr. Wissenschaft (Berlin 1914) 
behandelt E»Tama die endogene Dynamik (S. 106 130) und .loh. So loh die „For 
mung der Landoberflache" (8. ISO 227) nach neuen Gesichtspunkten kurz, aber 
klar mit r< ielun Literaturangaben. Bei der rieh rasoh vollziehenden Umbildung 
der neuen ZweJgwissenBchaften lohnt es kaum, ältere, wenn auch an sich verdiente 
Werke ra nennen. Weitere Literatur über die Geländeformen b. in § 160. 

Über die neuesten Fortschritte auf dem fraglichen Gebiet berichtete Jahre 
hindurch K. Rudolph im Geographischen Jahrbuch, spater E. Tarne und A. Kühl. 

Btudium der im folgenden zu behandelnden Kapitel wird unterstützt duroh Ab- 
teilung 1 u. 111 von H. Berghaus' Phyaikal. Atlas. (& Aufl.. Gotha 1892: Atlas 
der Geologie, 16 Karten mit sahlr. Nebenkarten u. Hydrographie, dessen Einzel- 
karten freilich z. T. heute nicht mehr den neuesten Stand unserer Kenntnisse 
darstellen. 

Einen Text zur geologischen Karte der Erde in großartiger Zusammen- 
fassung eines gewaltigen .Materials hat Eduard Sueß mit ungewöhnlich tiefem 
geographischen Verständnis zu entwerfen unternommen: „Das Antlitz der Knie" 
(]. I. | _ h\!; 11, 1886—88; lila, 1901, 111h I909j die französische Ausgabe von 
Bd. 1 UI 1.2. .">.. „La face de laTerre" übersetzt von E. v. Margerie u. and., Paris 
1897 1913, ist unentbehrlich wegen der literarischen Nachträge. Dieses fundamen- 
tale Werk von dauernd befruchtender Wirkung eignet sich jedoch nur für fortge- 
schrittene Geographen zum Studium. A. de Lapparenta „Lee-ons de geographie 
physique" (Pari- 1897, 3. erweiterte Aufl. 10O7) versucht nach Skizzierung «1er Haupt- 
vorgimge in der Umgestaltung der Erdoberfläche ein übersichtliches Bild aller Erd- 
teile und Lander nach ihrer Entwicklungsgeschichte in leicht verständlicher Form 
7.\x gehni. 

ologie. Aus ,1er großen Zahl trefflicher Hand- und Lehrbücher der 
( ;.-(d<.e;j.. M BS schwer, eine Auswahl zu treffen. Für uns kommt nur die sog. allg. 
Geologie (im Gegensatz zur historischen, welche mit der gesamten Versteinerungs- 
kunde die Schichten der Erdrinde zu gliedern sucht) in Betracht. Zum Nachschlagen 
fiir alle Einzelheiten konnten früher besonders H. Credners Kiemente der Geologie 
(Leipzig 1^72.'.». Aufl. 1902, 1<». unveränderte 1906) und A. de Lapparents „Traite 

tlogie" (Paria 188.3, 5. Aufl., 3 Bde.. 1906) dienen, da sie in rascher Folge der 

Auflagen den neuen Errungenschaften folgten. Namentlich Lapparent behandelte 
viele geographischen Fragen. Die letzte Auflage ist reich an paläogeographischen 
ichtskarten der Krde, die versuchen, die Verteilung von Land und Wasser 
in den einzelnen Zeitaltern zu veranschaulichen. Umfassender wird die letztere 
Frage behandelt in Th. Arldts großem Handbuch der Paläogeographie (2 Bde., 
n 1917 i'l). Dnter neuem Lehrbüchern der Geologie cjgnen sich Em. Kaysera 
weiti rbuch der Geologie I. Alhjem. Geologie, (Stuttgart 1893, 6. Aufl. 

1921), -.wie Km. Eaug, Trait6 de geologie, I. Leg phenomenee geologiquea (Paris 
1907), durch ihre klare Sprache und objektive Besprechung streitiger Fragen gut 
zur Einführung Ferd. Löwla Geologie (Leipzig u. Wien 1906), als Teil des KJarachen 
Sammelweikes „Die Krdkunde" erschienen, berücksichtigt besonders die Inten 



§ 116. Literarischer Wegweiser zur allg. .Morphologie. 259 

der Geographen. Dazu tritt A. Tornquists Geologie I. Allg. Geologie (Leipzig 1916). 
Ed. Reyers Theoretische Geologie, Stuttgart 1888, ergeht sich mehr in historisch- 
kritischer Behandlung der Einzelvorgänge. Mannigfach veraltet wird es bis zu einem 
gewissen Grade ersetzt durch 0. Wilckens „Grundzüge der tekton. Geologie" 
(Leipzig 1912). In gemeinfaßlicher Darstellung und getragen von den Sueßschen 
Anschauungen führte Melchior Neumayr (Erdgeschichte I. Allg. Geologie (Leipzig 
1886, 2. stark umgearbeitete Aufl. von Uhlig 1895) die Hauptlehren vor; das 
Werk ist mit trefflichen Abbildungen versehen. Das letztere gilt auch von dem klar 
den Anfänger einfühlend n Lehrbuch der Geologie und Mineralogie für höhere 
Schulen von Paul Wagner (Leipzig 1910). 

Zur Einführung in die dem Geographen unentbehrlichen Kenntnisse der 
Gesteine, welche die Erdrinde zusammensetzen, eignet sich für die Leser dieses Lehr- 
buchs, soweit sie in ihren Studien nicht von den beschreibenden Naturwissenschaften 
ausgegangen sind, gut Ferd. Löwls Schrift „Die gebirgsbildenden Felsarten; eine 
Gesteinskunde für Geographen" (Stuttgart 1893), die „als Legende zu einer Samm- 
lung von Handstücken gedacht ist". Auf neuerem Standpunkt stehen E. Wein- 
schenks Grundzüge der Gesteinskunde, I. Allgemeine, II. Spezielle Gesteinskunde, 

2. Aufl. 1906 u. 1907 und F. Rinnes Praktische Gesteinskunde, 5. Aufl. 1920. — 
Zahlreich sind auch die Schriften, welche die Geographen zu geologischen Be- 
obachtungen anzuleiten suchen und daher auf Wanderungen und Reisen ihre 
steten Begleiter sein sollten. Dahin gehört u. a. Joh. Walthers Vorschule der 
Geologie, eine Anleitung z. Beobacht. in der Heimat, Jena, 3. Aufl. 1908; 1918 als 
„Geologie der Heimat" erschienen, C. W. v. Gümbels kurze Anleitung zu geolog. 
Beobachtungen in den Alpen, 1878 herausg. vom D. u. Ost. Alpenverein; F. v. Richt- 
hofens Anteil an Neumayers Anleitung zu wiss. Beobachtungen auf Reisen (Bd. I, 

3. Aufl. 1905: Geologie S. 203 — 373), sowie sein Führer für Forschungsreisende (s. o.); 
K. Keilhacks Lehrbuch der praktischen Geologie (Stuttgart 1896, 3. Aufl. 1916) ist 
für den Geographen von besonderem Wert in betreff des „Arbeitens im Felde". In 
gewissem Sinne gehört auch Joh. Walthers Lithogenesis der Gegenwart (Beobacht. 
über die Bildung der Gesteine an der heutigen Erdoberfläche, III. Teil einer „Ein- 
leitung in die Geologie als historische Wissenschaft", Jena 1894) hierher, obwohl 
es auch bereits die Beobachtungen zu trefflichen Gesamtbildern der Bodenbedeckung 
der Erde zusammenfaßt. 



Bnofa II. Physikaliaohe Geographie. Kap. I. Die Erdoberfläche. 



Kapitel I. Die Erdoberfläche. 

| 117. ihr empirisch« Erdoberfläche. Hätten sich dir Stoiie, aus 

denen ansei Erdball Eusammengesetzl ist. seit seiner allmählichen Ab- 
kühlung und Verdichtung dauernd nach ihrem spezifischen Gewicht geord- 
net. -I« winde eine einförmige Wasserhohlkugel auch die feste Erd- 
rinde umgeben, wie da- Luftmeer beide gemeinsam umhüllt. Allein sei 

laß Kräfte im [nnern der Erde gegen die noch schwächere Erstarr 
rungakruste hebend unkten oder Eeuerflüssiges Magma sie völlig durch- 
brechend sich rings um die AuBbruchstellen auflagerte, sei es, daß infolge 
der Zusammenschrumpfung der sieb abkühlenden Erde die Rinde in Sehollen 
laret, die sich nunmehr verschoben, wir weiden annehmen müssen, 
daß sieh die festen Kindenteil.' sehr frühzeitig in verschiedenem Niveau, 
d. h. in verschiedenem Abstand vom Erdmittelpunkt, befanden. Infolge 
davon halten sich die Gewässer, den Gesetzen der Schwere nachgebend; 
in den Sohlformen der festen Unterlage gesammelt, und andere Teile de] 
letzteren sind schließlich vom Wasser entblöß! worden. Es bildete sich ein 
atz von Wasser und Land, die Erdoberfläche empfing ein Antlitz, 
le Zeitalter sind über dieses Antlitz bereits hinweggegangen. 
N.nli unsern jetzigen Kenntnissen spiegell es in seinen verwitterten Zügen 
heut.- nicht einfach das einstige Aussehen bei der ersten Rindenbildung 
wieder. -Man darf vielmehr nur für die jüngeren Perioden der Erdgeschichte 
einige Ähnlichkeit in der Anordnung von Festlandmassen und Ozeanen, 
wie wir sie heute sehen, voraussetzen. Denn zu den umgestaltenden Ki äffen, 
welche von innen wirkten, traten von dem Augenblick an, in dem ein Teil 
der Erdoberfläche aus dem Weltmeer auftauchte, solche von außen zer- 

:id und umlagernd an diese heran. Die Brandung des Meeres benagte 
die Ufer, der Wind und das fließende Wasser begannen ihre Arbeit, alle 
lockeren .Materialien, die in ihren Bereich kamen, vom Lande herab und 
schließlich dem Meere zuzuführen. So begleiteten Aufbau und Zerstörung 
der Einzelformen alle Zeiten der Erdgeschichte, bis die Züge der Gegenwart 
prägt waren. 

Diese Züge <\<^ heutigen Erdantlitzes festzulegen, ist nun das 
Bemühen der messenden und zeichnenden Geographen seit Jahrtausenden; 
de in ihren Einzelformen nach Gestalt, Größe, Lage und Anordnung zu 

treiben, isl die Aufgabe der darstellenden Geographen aller Zeiten ge- 

■i. die damit Schritt zu halten suchten mit der allmählich fortschrei- 
bleierung des Antlitzes. Die Geschichte der „Entdeckungen" 
•. anl zum Hauptinhalt der Geschichte der Eidkundc. 

Freilich Bpielte bis zum Ende des 18. Jahrhunderts dabei fasl 
nur die raumliche Erweiterung unserer Kenntnisse im horizontalen »Sinn 

B Ja, wenn von einem ..Weltbild" die Rede ist, das dieses oder 

jenes Zeitalter beherrschl habe, so versteht noch heute ein jeder darunter 
nur den Verlauf der Küstenumrisse von Kontinenten und Inseln oder der 
Hauptnivcaulini<- der Erdoberfläche (8. 236). 



§ 117. Die empirischo Erdoberfläche. 261 

Und in der Tat, der einfache Gegensatz von Wasser und Land oder 
die Flächenverteilung des flüssigen und trockenen Elements am Boden des 
Luftmeeres ist, selbst abgesehen von allen Erhebungsformen des Landes, 
von grundlegendster Bedeutung für alle tellurischen Verhältnisse, die sich 
an der Erdoberfläche abspielen. Mit dieser Verteilung hängen vor allem 
die klimatischen Erscheinungen nebst allen ihren Folgen eng zusammen, 
weil Wasser und festes Erdreich sich gegenüber der Aufnahme und Abgabe 
von Sonnenwärme so verschieden verhalten. — So haben Seereisen und 
Weltumsegelungen eines der wichtigsten Probleme der physikalischen Geo- 
graphie lösen helfen, und die Geschichte der Erschließung der groben Züge 
des Erdantlitzes mag eine passende Einführung in jene Fragen bieten (§ 118). 
Bereits kennen wir von der Erdoberfläche 19 / 20 der Hauptsache nach, wenn 
auch keineswegs noch in allen einzelnen Verhältnissen. 

Die dritte Dimension der durch Erfahrung erschlossenen Erdober- 
fläche, den Gegensatz von Hoch und Tief, sehen wir erst durch Humboldt 
und Ritter in den Vordergrund geographischer Betrachtung gestellt (S. 22). 
Freilich konnten es für weite Gebiete der Erde nur tastende Versuche sein, 
denn noch war das letzte Zeitalter der Entdeckungen, das wir erleben durften, 
nicht angebrochen. In diesem tritt die Erschließung Afrikas und Mittel- 
asiens, sowie das Vordringen in höhere polare Regionen für die Fortschritte 
der Erdphysik an Bedeutung wesentlich zurück gegenüber dem Ein- 
dringen in die Tiefen der Ozeane. Nun erst vermögen wir uns ein 
annäherndes Bild des Gesamtreliefs der festen Erdrinde zu machen. Aber 
weit über den Kreis rein die Gestaltung betreffender Fragen hinaus ist die 
Erschließung der Tiefseeregionen mit ihrer ungeahnten Fülle von Lebewesen 
und den eigenartigen Ablagerungen am Grunde des Meeres für das Verständ- 
nis der Gesamtentwicklung unserer Erde von Bedeutung. Es lassen sich jetzt 
dem Studium der Umbildungen der Oberflächenschicht auf Festland und 
seichtem Meeresboden die wichtigen Beobachtungen der Tiefseebildungen 
anreihen. 

Erst in jüngerer Zeit haben die Versuche, auch die Natur der höheren 
Luftschichten zu ergründen, Ergebnisse gezeitigt. Die Vorstöße, welche 
man mittels des Luftballons in die Atmosphäre hinein gemacht, haben uns 
bereits tausende Meter weiter vom Erdmittelpunkt fortgeführt, als wir auf 
den höchsten Gipfeln der Erde von diesem entfernt sein würden. Doch 
kennen wir in Wahrheit nur die unteren Luftschichten etwas genauer. 

Immerhin erstrecken sich unsere unmittelbaren, an Instrumenten 
abgelesenen Beobachtungen über die Erdoberfläche bereits auf eine 
Schicht von etwa 30—35 Kilometer Mächtigkeit. Innerhalb einer etwas 
engern bewegt sich die wechselvolle Oberfläche der festen Erdrinde, näm- 
lich nach unsern heutigen Kenntnissen zwischen rund je 9 bis 10 Kilometern 
ober- und unterhalb der mathematischen Erdoberfläche, von der wir bisher 
ausgingen, und welche wir für die folgenden Betrachtungen mit dem Meeres- 
spiegel zusammenfallend denken können. Die physikalische Geographie 
hat es wesentlich mit dieser durch Erfahrung erschlossenen Schicht, der 
empirischen Erdoberfläche zu tun (S. 30). 

Xeban der räumlichen Erweiterung der Erforschungen hat der 
Umschwung in der gesamten Naturanschauung, wie er durch Geologen 
und Biologen seit zwei Menschenaltern angebahnt ist, auch auf die physi- 
kalische Geographie immer mächtigeren Einfluß ausgeübt. Merkwürdig 
spät hat sich in ihr der längst in Tier- und Pflanzenkunde durchgeführte 



Buch II. Physikalische Geographie. Kap. l. Die Erdoberfläche. 

methodische Grundsati Bahn gebrochen, daß ohne Einblick in den innern 
die äußern Erscheinungsfoimen in ihrem Zusammenhang nicht vei 
standen werden können; daß also die so lange rein nach äußerer Gestalt, 
Groß« L&ge beschriebenen und ausgemessenen geographischen Gebilde, 
wie I In, Rumpf und Glieder der Landmassen, Strand und 

K .-•■. Flachland und Gebirge, nicht wahihafl in ihren Eigenarten erkannt 
werden können ohne Berücksichtigung ihrer stofflichen Zusammensetzung 
und des innern Baues dei Oberflächentoimen. Wir düifes also auch in 
den Obersichten ober die Gesamtoberflache der Knie nicht mehr ausschließ- 
lich bei Haß und Zahl Btehen bleiben. 

| ii>». Terra eognlta und Weltbild 1 ). Die geographische Karte be 
stich) ans mit tauschender Sicherheit, als sei ein jeder Linienverlauf des 
oplans oder des Geländes das Ergebnis vermessender Aufnahmen. Und 
doch beruh! auch heute noch ein außerordentlich großer Teil des geogra- 
phischen Inhalts der Karten rein auf den ergänzenden Vermutungen ihrer 
Urheber. Sei es, daß i - Bich um eine Bog. Originalkarte eines kleinen Erd- 
stücks handelt, Bei es, daß man es mit der kartegraphischen Verarbeitung 
[en Materials, wie die Jahrhunderte es aufspeichern', zu tun hat. 
Als Typen solcher Karten, die sieh der Hauptsache nach auf 
\\ gäbe des wirklich Beobachteten oder Vermessenen be- 

schränken, kann man die (allerdirgs selten veröffentlichten) Routen 
oder ftinerarkarten einzelner Reisender, ferner Fluß- und Küsten- 
aufnahmen betrachten. Ähnlich legten von jeher und legen noch heute 
die Seekai fcen wesentlich nur die Uferlinien des Meeres und der Flußmün- 
dungen nieder. Seit den Blütezeiten der nautischen Kartographie der 
Italiener im 13. bis 16. Jahrh. zeichnet uns die Seekarte die schmalen Säume 
• d< - Ufers, landeinwärts soweit das Auge dt^ Schiffers reicht, seewärts 
soweit d.< Le Senkblei die Untiefen fühlt. 

Von jeher hat man jedoch den Brgriff der Terra cognita weitet 
II als das wirklich durchforschte Gebiet und darunter die Länder- und 
ächen verstanden, über welche mehr eder weniger sichere Kunde 
in den Mittelpunkten geographischer Wissenschaft einlief. Die Geschichte 
der Entdeckungen ist eine Geschichte der läumlichen Eiweiteiung der Terra 
ita. Jedoch nicht nur an ihren äußeren Grenzen, deren Inbfgiiff man 
wohl als den geographischen Horizont eines Zeitalters bezeichnet, 
sondern auch rücksichtlich ihrer bessern Durchforschung. Innerhalb ihrer 
jeweiligen Grenzen durchlief und durchläuft noch heute die sog. Terra cognita 
en des Brkennens, vom Festvermessenen durch Gut-, Haib- 
and Fastbekanntes bis zu Gebieten, von denen nur dunkle Kunde zu uns 
gelangt. Die letztem liegen keineswegs nur an den vom Mittelpunkt der 
entferntesten Grenzen, sondern oft inmitten eines rings durch- 
Eorschten Gebietes. Das sind die weißen Flecken unserer Karten, welche 
freilich nur dann vom Kaitrgiaphen ohne Namen und Zeichen geh: 
werden, wenn er zur Ausfüllung der Lücken unserer Erkenntnis anreizen will. 

Hau bat versucht, für die Gegenwart Karten der Erdoberfläche nach dem 
Grade des Bekannteeine durch Flächentöne zu gliedern 2 ); ein fast unmögliches 

y ) Manche hier kurz berührte Gedanken finden sich ausgeführt in F. Ratzeis 
trefflichem einleitenden Abschnitt zur Anthropogeographie II, 1891, unveränd. 
Abdruck 1912: Die Umrisse des geographischen Bildes der Menschheit. — 2 ) S. z. B. 
V & y Ite-Bmi Planisphere incuquant l'etat des connaiss. geogr. en 1875, 



§ 1 18. Terra cognita und Weh bikl. § 1 19. Die Entwicklung des Weltbildes. 263 

Beginnen, da sich festere Grenzen zwischen dem Halb- und Fastbekannten usf. 
nicht ziehen lassen. Noch schwieriger ist es, ähnliche Darstellungen für frühere 
Zeitalter zu entwerfen. Man sieht sich immer wieder genötigt, in Ermangelung 
eines Bessern auf die äußere und innere horizontale Begrenzung der Terra cognita 
das Augenmerk zu richten und an dieser einzelne Punkte oder Linien festzulegen. 

§ 119. Die Entwicklung des Weltbildes vom Standpunkt europäischer 
Kultur 3 ). Es hat im Altertum nicht an Stimmen gefehlt, welche die Geographie 
auf die Beschreibung des „bekannten Erdkreises" beschränken wollten. Indessen 
sehen wir zu allen Zeiten die Geographen darüber hinausschweifen und sich in 
Vermutungen über die Erstreckung der Land- und Wasserflächen jenseits der 
Terra cognita ergehen. Dies Verfahren gipfelt im Entwurf eines Weltbildes, 
einer Zeichnung des Erdantlitzes in seinen großen Zügen nach Festlandsmassen 
und Weltmeeren. 

1. Im östlichen Becken des Mittelmeeres stand die Wiege der griechischen 
Geographie. Rhodos (36° N) kann als der Mittelpunkt des geographischen Hori- 
zonts bis über die Zeiten des Herodot angesehen werden. Schon im homerischen 
Weltbild, das man sich als kreisförmige Scheibe, rings vom Okeanos umflossen, 
denken muß, hat aber die Terra cognita eine größere Erstreckung von West 
nach Ost — etwa 30 Längengrade — als von Nord nach Süd — etwa 10 Breiten- 
grade. Die phönizische Schiffahrt und die Ausbreitung griechischer Kolonien 
erweitert die Terra cognita für die Geographen der Ionischen Schule über das 
gesamte Becken des Mittelmeeres mit Einschluß des Schwarzen; die Perserkriege 
lenken die Blicke ostwärts bis zum Indus. Die Linie längs des 36. Breiten- 
grades von den Säulen des Herkules bis zum Himalaja (Taurus Indicus) wird 
für zwei Jahrtausende die orientierende Hauptachse der bekannten 
Welt. Um diese gruppiert sich in mehr oder weniger elliptischer Gestalt die Öku- 
mene, d. h. die bewohnte Weltinsel; am breitesten noch immer so ziemlich im Meri- 
dian von Rhodos gedacht, auf dem im N die Mündung des Borysthenes (Dnjepr), 
im S der Nil bis über Meroe (17° X) bekannt war. Das äußere Weltmeer fängt an, 
sich in den Vorstellungen zu einzelnen Becken zu gliedern: Atlantischer Ozean im 
Westen der Pforten des Herkules, das Erythräische Meer im Süden Indiens. 

Das dritte Stadium wird durch die Fahrten des Pytheas (um 345 v. Chr.), 
der den Nordwesten Europas mit Thule als Grenzpunkt in den Gesichtskreis der 
Griechen zieht, eingeleitet, andererseits durch die Züge Alexanders des Großen 
(334 — 323 v. Chr.), welche die dauernde Verbindung östlicher Gebiete bis zum 
Ganges 4 ) mit dem Hellenentum zur Folge haben. Die Lehre von der Kugel- 

(Bull. Soc. Geogr., Paris 1875, Maßst. im Äq. 1:83000000): A. Oppel, Die 
Entwirkelung der Erkenntnis vom Mittelalter bis zur Gegenwart in Stufen 
von Jahrhunderten, Wandkarte (M. im Äq. 1 : 20000000, Winterthur 1891). 
Etwas anderes ist die Übersicht, welche den kartographischen Standpunkt der 
einzelnen Länder der Erde vergegenwärtigt, aber im großen ganzen stimmen beide 
Darstellungen überein; J. G. Bartholomews Sketch -map to show the geogr. 
value of the best maps of all countries of the world at 1890. (Scott. Geogr. Mag. 
1890, Maßstab i. Äq. ca. 1: 100000000); ferner F. Schrader, Etat des connais- 
sances topograph. ä la fin de 1892, (3 Taf. 1: 40000000 in l'Annee Cartogr. IHieme 
Suppl., Paris 1903); L. Carriere, Karte der Grenzen und Genauigkeit unserer 
heutigen Kenntnis vom Relief der Erdoberfläche (1: 93000000. Pet. Mitteil. 1911, 
II, Taf. 46 mit Text S. 347 ff.). — 3 ) Neben den Werken über Geschichte der Geo- 
graphie oder der Entdeckungen (s. § 1) sei hingewiesen auf K. Kretschmers ein- 
leitende Kapitel: Das Weltbild der Alten und des Mittelalters etc. in seinem Werke 
„Die Entdeckung Amerikas in ihrer Bedeutung für die Entwicklung des Weltbildes" 
(Berlin 1892), vergl. Taf. 1 — 3 seines Atlas; ferner Vivien de St. Martin, Hist. de 
la geogr. 1873, Atlas. Speziellere Ausführungen der hier gegebenen Übersicht sollen 
in der Entdeckungsgeschichte der einzelnen Erdteile in den späteren Bänden dieses 
Lehrbuches folgen. — 4 ) Der Mittelpunkt der Weltinsel rückt in den Meridian des 
Kaspischen Meeres. Asien wird damit der größte Kontinent; ebenbürtig Hegen sich 
Europa und Afrika im westlichen Dritteil der Ökumene zu beiden Seiten des Mittel- 
meeres gegenüber. 



'-'<n Buch ll. Physikalische Geographie. Kap [. Die Erdoberfläche. 

de ist mittlerweile Gemeingut der Wissenschaft geworden (§ 53). Man 

di< Ausdehnung dei Weltinsel in Besiehung zur Brdgröße. Indem Erato- 

■thenes (um 800 \. Ohr.j j 54) and Btrabo (24 u. Ohr.) die west-östliohe Längs- 

aohse zu rund 70000 Btadien annahmen, legte Bich dieselbe um. den halben Umfang 

-rliirhtluli.il Äquators (36" Y Br.), wogegen die uordsüdliohe Erstreokung 

wenig im l«i als ein Sechsten 1 des Meridiankreises (63 e ) umfaßte. In Wahrheil er- 

oh ihr geographischer Horizont jedoch über kaum i<> Millionen qkm oder 

du- vierfache Flache Europas, nur ' ,.. der Erdoberfläche. Das .Mittelmeer wird 

nun völlig /.hui M.ne uileniuin. dem inneren Meer. 

Damil Bchließl das griechische Altertum nicht ab. Die Fahrten der Kar 

r längs dei Westküste Afrikas, die nähere Kunde vom Fluß Nigrifl in West- 

die Versuche, die Quellen des \il /u erreichen, die Seefahrten vom 

R ten M i Afrikas Ostköste entlang und ulier die indischen Golfe l>is nach 

China- KQsten, vor allem die Anknüpfung von Sandeisbeziehungen der Binae in 

rien mit ihn Völkern Baktriens, sind maßgebend für die «eitere Ausdehnung 

«hl- Terra oognita uaofa Süden und Osten. Ptolemäus (um 160 n. ehr.) faßt das 

mtwissen in seiner Weltkarte zusammen, die aber, wohl bemerkt, von allen 

Spekulationen jenseits dei Terra oognita absieht, und also kein ..Weltbild" im Sinne 
ihr früheren darstellt Seine Karte 8 ) der „bekannten Erde" dehnt sieh annähernd 
über einen vollen Quadranten der Erdoberfläche aus; aher indem sie die orientierende 
Mittelachse vom Mittelmeer (38° X) in die Breite des Wendekreises (23%° \ 

rückt, nimmt sie fasl den dritten Teil der Ptolemäischen < Jesamt - Krdoberfläche 

• in. Führen wir sie auf die wahren Dimensionen zurück, bo erstreckt sich die Terra 
oognita di - Ptolemäus dennoch auch schon über ' , dei Erdoberfläche (KU) Milk qkm). 
dem Mittelmeer schließt die Ptolemäisehe Kart'' den Indischen Ozean 
als ein /weites internes Meer in diese Landmassen ein. 

2. Die Bchematischen Weltbilder des frühem Mittelalters übergehen wir; 
die Errungenschaften der griechischen Geographie gingen für dasselbe großenteils 
gänzlich verloren. Die orientierende Hauptachse des Weltbildes rückt wieder in 
die Breite des Mittelmeeres. Jerusalem wird für Jahrhunderte der Mittelpunkt 
der kreisförmigen Weltscheibe. - Erst nach den Kreuzzügen beginnt neues Kei.cn. 
Norditalien wird Zentrum aller Bestrebungen zur Erweiterung des geographischen 
Horizonts. Die Ansicht von der l 'msehiffbarkeit Afrikas zeigt sich schon in den 
ersten Zeiten eines Vordringens der italienischen Schiffahrt an die atlantischen 
Küsten Buropas im Ki. Jahrb., gleichzeitig beginnt erneute Berührung mit Inner- 
iiud Oetasien infolge des Hervorbrechens der Mongolenhorden (13. Jahrh.). Die 

□ des Venetianers Marco Polo (1272 — 95) sind dadurch von welthistorischer 
Bed( ntung geworden. Der Seeweg, den er auf seinem Rückwege und Spätere zwischen 
China und Indien einschlugen, zerstörte das Trugbild eines indischen Binnenmeeres 
und ließ es auch im l ö. Jahrh., als des Ptolemäus Geographie im Abendland wieder 
bekamrl ward, nichl mehr dauernd aufkommen. Was aber die Größe betrifft, 
welche die Kosmographen des 15. Jahrb. ihrem Weltbilde gaben, so leichten die 
Iben aber die halbe Erdkugel hin, die sie sich freilich meist zu klein 
dachten. In Wahrheit erstreckte sich die Terra oognita am Ausgang des Mittel, 
alter.- kaum ulni ein Kugeltrapez von mehr als 160 Längen- und 60 Breitengraden 
nördlich des Äquators, oder l /„ der Erdoberfläche, wie bei Ptolemäus. Nur lag 
jetzt die Mittellinie desselben nördlicher und senkte sich daneben ostwärts dem 
Äquator zu, von Gibraltar über Alexandrien etwa zur Mündung des Ganges ver 
laufend. Die übrigen Teile der Erdoberfläche dachte man sieh keineswegs aus- 
schließlich von Wasser bedeckt. Die Annahme einer jenseitigen Welt iuscl, eines 
Antipodenlandes, das meist auf der südlichen Halbkugel als Terra australis 

tri ward, beschäftigl die Kosmographie <U-^ Altertums wie des Mittelalters 
lebhaft, meist in enger Verbindung mit der Frage, ob es bewohnt sei oder nicht. 
Doch gehen wir über diese vagen Vermutungen hinweg. 

Dieselbe findet sich in fast allen Atlanten der alten Welt in der gleichen 
aus dem T< xt wiederhergestellt. 



$ 11!). Die; Entwicklung des Weltbildes. 265 

:;. Eine wahrhaft neue Gestalt hat das Weltbild ersl im Zeitalter der 
Entdeckungen (1450 — 1550) erhalten 6 ). Die unzweifelhafte Tatsache, daß Nor- 
mannische Seefahrer üher Island und Grönland das Festland Amerikas ums Jahr 
1000 erreicht haben, ist für die wissenschaftliehe Geographie des späteren Mittel- 
alters ohne Bedeutung geblieben. Nachdem Italiener bereits im 14. Jahrh. die 
atlantischen Inselgruppen der BLanarien uebst Madeira und Azoren entdeckt hatten» 
begannen im 15. Jahrh. die Portugiesen sieh zu regen. Es bedarf einer Zeit von 
80 Jahren, bis sie die Südspitze Afrikas (1488) 7 ) erreichen. Hasch folgt dann die 
Eröffnung des Seewegs nach Ostindien durch Vasen da Gama (1498) und die Er- 
reichung der asiatischen Inselwelt, selbst Chinas (1517). Mittlerweile hatte der 
Italiener Christoph Kolumbus in spanischen Diensten 1492 das Wagnis voll- 
führt, den westlichen Ozean quer zu durchkreuzen, und auf halbem Wege nach dem 
erstrebten Ostrand Asiens Inselgruppen und bald auch festländische Küsten ent- 
dickt. In drei Jahrzehnten wird die langgestreckte Uferlinie des Atlantischen Ozeans 
von Labrador bi-- zum La Plata aufgerollt und damit werden diesem Meere die 
tJnmfilinien eines gewaltigen Flußtales gegeben, wie es uns die Karten noch heute 
zeigen. Südamerika erkennt man alsbald als einen Mundus UOVUS an. Die späteren 
Entdeckungen haben die schon frühzeitig vermutete Dreiecksgestalt dieses Kon- 
tinentes bestätigt. Viel langsamer klären sich die Anschauungen über Nordamerika. 
Fast bedeutender noch als die Fahrten des Kolumbus ist für die Hydrographie der 
Erde die erste Weltumsegelung (1519 — 22) geworden, auf welcher der Portugiese 
Magalhaes in spanischen Diensten durch die nach ihm benannte Straße schlüpfend 
das mächtigste Meerbecken der Erde, den Großen oder Stillen Ozean, nicht 
nur entdeckte, sondern auch quer bis zu den Philippinen befuhr. Nach Norden 
•wuchs der letztere erst allmählich in der Erkenntnis über den Wendekreis hinaus. 
Das 17. Jahrh. vergeht, ohne Klarheit über einen etwaigen Zusammenhang Nord- 
ostasiens mit der Masse Nordamerikas zu bringen, wiewohl auch zahlreiche Karten 
schon eine Meeresgasse zwischen beiden Landmassen vermutungsweise einzeichnen. 

So ist das Weltbild gegenüber Mittelalter und Altertum rasch ein völlig 
anderes geworden. Und wenn es dennoch unserm heutigen noch nicht gleicht, so 
rührt dies hauptsächlich von einem Phantasiegebildc spekulierender Kartographie 
her, welche bald nach der Fahrt des Magalhaes begann, die Nordküsten des Feuer - 
landes mit denen im Süden der asiatischen Inselwelt (Australien)- zu einer mäch- 
tigen Landmasse zu verbinden; der Terra australis nondum cognita. Kein 
Wunder, daß man während des 17. und 18. Jahrh. meist der Ansicht war, daß Wasser 
und Festland sich gleichmäßig in die Erdoberfläche teilen. Nur in Holland bewirkt 
die Fahrt Abel Tasmans (1642). welcher von Batavia aus in weitem Umkreis von 
W nach O das heutige Australien umfuhr und damit einen sehr beträchtlichen Teil 
von der Terra australis lostrennte, daß man bereits im 17. Jahrh. ein Überwiegen 
der Wasserfläche annahm. 

4. Endgültig ist die irrige Annahme eines so mächtigen Südpolarlandes erst 
durch die Weltreisen Cooks (1768 — 80) beseitigt. Durch seine Fahrten hat das 
Weltbild zwischen den Polarkreisen in der Hauptsache diejenige Gestalt angenommen, 
wie wir es heute auf unseren Karten finden. Nachdem er auf der ersten Reise die 
Ostküste Neuhollands und die Inselschwärme Polynesiens festgelegt (1768 — 71), 
trieb er auf der zweiten (1772 — 75) den vermeintlichen australischen Kontinent 
bis hinter den Polarkreis zurück. Die dritte Reise (1778 — 80) galt dann der Ent- 
schleierung der Nordwestküste Amerikas, durch welche die Entdeckungen Berings 
und der Russen (1727 — 42) zu allgemeiner Anerkennung gelangten. Das Überwiegen 
der Meeresfläche um mehr als das Doppelte w r ard nun nicht mehr bezweifelt. Man 
kannte nunmehr bereits gegen 93% der Erdoberfläche in den rohen Landumrissen- 

6 ) Vergl. Nordenskiölds Facsimile-Atlas 1889, Tafeln. — 7 ) Die Entdeckung 
des Kaps der guten Hoffnung ward jahrzehntelang ins Jahr 1486 verlegt (s. Peschel, 
Vivien de St. Martin etc.). Neuere Erörterungen ergaben für Dias' Ausreise das 
Jahr 1487, so daß das Kap erst im Winter 1488 erreicht ward. (Vergl. E. G. Ra- 
venstein in The Geogr. Journal XVI, 1900. p. 646 ff.) 



Buch 11. Phyaikahaohe Geographie. Kap. I. Die Erdoberfläche. 

jj 120. DI« bcottfen Grensen der Torr« eognlta. Im 1'.». Jahrhundert 
■ i:. polaren Grensen derselben tut/ aller Anstrengungen nur un- 
bedeutend hinausgeschoben, eisl im Beginn des 20. Jahihundeits sind beide 
Pole erreicht. 

_uiü!rii Fortachritte geigten rieh im Norden Amerikas (Atlas, \r. 33, mit 
Markierung der äußersten Vorstöße x< ^< o den Pol), seitdem die Engländer 1818 «las seit 
Jahrhunderten veriaaaene Problem einer nordwestlich (von Europa aus) um 
Am. iika herumführenden Durchfahrt mit Eifer aufgenommen und in dem Jahre 1853 
■am Abaehluß gebracht haben. Der von den Engländern damals entdeckte ausgedehnte 
pel ist 1900/02 von dem Norweger Sverdrup bis zu 81 %° entschleiert. Daran 
'Jen rieh die Versuche, im engen Hals des Smith-Sundes, am Nbrdende der 
Baffin-Bai, vorzudringen, bis mau jenseits dee 82.° die Küsten beiderseits Zurück- 
fliehend fand, und der Amerikaner IVaiy (1900] nördlich \ on Grönland dem Pol 
sehr nahe kam. Seit 1' QueiTeise vmi der Haffin-Hai aus über die Eis- 

massen Grönlands und CJmsehreitung der Nordküste (1900), ist dessen Ausdehnung 
Dach \ v - ; ." festgestellt — Im N Spitzbergens gelangte der Brite Parry 
schon 1 s2T auf Sohlittenreisec bis zu S.'i". \>\<- österreichische Polarexpedition 
1872 T» hat uns mit dem Archipel des Franz-Joaeph-I^andes nördlich des 80.° 
bekannt gemacht. Im Osten desselben ist eist kürzlich (1912) Hand in der Fortsetzung 
der Nordspitze Asiens entdeckt winden. Nordenskiölds Lösung des Problems 
der nordöstlichen Durchfahrt durch seine kühne Umfahrung Asiens, 1879 — 80, 
hat dagegen nur bekannte Küsten berichtigt. Im Norden der schon 1820 — 23 ent- 
deckten Neusibirischen Inseln erreichte man 1SS1 fast 78°. Das Unternehmen des 
Norwegers Fridtjof Nansen, sich durch eine Kisdrift von den Xiusiliirischen , 
[naeln westwärts treiben zu lassen, gelang. Kr seihst kam (1895) bis 86° 14', der 
Italiener Cagni nördlich von Pranz-Joseph-Land (1900) bis 86° 33'. 

Am Südpol hat man lange Zeit den 70.° nur an wenigen Stellen überschritten. 
I 1 _• hah zuerst fast allein in der großen Periode antarktischer Forschung von 
1820 — 42, wo u. a. Bellinghausen die polare Kappe rings umfuhr, Wilkes 1840 
die nach ihm benannten Küsten (Polarkreis) südlich von Australien festlegte, und 
Jam< - l!oß 1842 den großen Vorstoß in den Colf des Victorialandcs, an dessen 
Ku-t< n sich mächtige Vulkane erheben, machte; er erreichte die Breite von 78° 10' S. 
Eine neue Periode der Südpolarforschung bat erst in jüngster Zeit begonnen. In 
dieser haben Belgier, Schweden, Schotten, Deutsche, Engländer und Norweger ge- 
feit und durch ihre in verschiedenen Quadranten gemachten Vorstöße die 
•enz eines mächtigen antarktischen Festlandes unzweifelhaft nach- 
Im S von Afrika reicht diesea bis zum Polarkreis, wo Kaiser-Wilhelm-IL- 
I mit (hm Gaußberg von E. v. Drygalski 1902 entdeckt ward; die Briten 
haben auf Schlittenreisen im S des Victorialandcs unter Shakleton die Breite von 
88° 25' erreicht, und im Dezember 1911 gelangte der Norweger Amundsen bis 
zum Südpol; die Schotten haben unter Bruce im tiefen Wcddell-Meer ssö. von Süd- 
amerika das Coats-Land (72 !•,") gesichtet, das die Deutschen unter Filchner 
1912 hi~ 77" 4*' festlegten. 

kann man hiernach zurzeit den Raum drv 
unerforschten Gebiete im Norden zu 3 bis 4, im Süden zu 13 Millionen qkm 
. daher man die Oberfläche der mehr oder weniger bekannten 
Erde zu rund 191 Müll, qkm oder 97% der Gesamtoberfläche annehmen 
kann. Bsgill noch etwa L6 L7 Mill. qkm, also weniger als die doppelte Fläche 
I. opas (1<* Mill.) zu erschln ßen. 

§ 121. Flaehenyerteilnng von Land und Wasser 8 ). Wenn ein starkes 
rwiegen di M i eafJächen gegenüber d< m dea tiockenen Landes schon 

6 ) Für die §§ 121 — 132 vergL besonders A. Penck, Morphologie der Erd- 
oberfläche I, ] - wie für die numerischen Angaben H. Wagner, 



§ 121. Flächenverteilung von Land und Meer. 267 

seit Cooks Zeiten von den Karten der Gesamterde abgelesen werden mußte, 
so ist es doch erst in neuerer Zeit gelungen, das Veihaltnis beider zwischen 
die engeren Gienzen von 3:1 und 2 1 / 3 : 1 einzuschließen. Neben der ein- 
fachen Erschließung noch unbekannter Gebiete ist die notwendige 
Voraussetzung die genauere Festlegung aller Küstenlinien der Erde 
auf Karten und sodann die Ausnutzung dieses kartographischen 
Materials durch möglichst gute, praktisch vei wertbare Ausmessungs 
methoden. 

Was den ersten Punkt betrifft, so kann man entweder die unerforschten 
Gebiete ganz von der Betrachtung ausschließen, oder, wie dies oft in andern Fällen 
geschieht, die Lücken unserer Kenntnisse durch gewisse Vermutungen ergänzen. 
Von diesem Standpunkt darf man aus den tatsächlich durch Nansen nachgewiesenen 
Eisdriften der polaren Gebiete zwischen Nordasien und Grönland schließen, daß 
dort größere Landmassen nicht vorhanden sind. Zurzeit kennt man etwa 350000 qkm 
Landfläche nördlich des 80.°; wir nehmen statt dessen rund 400000 qkm an 9 ). Rück- 
sichtlich der südpolaren Regionen haben, wie angedeutet, die neuesten Expeditionen 
die Existenz eines antarktischen Kontinents mit Sicherheit festgestellt ; seine äußeren 
Umrisse kann man heute wenigstens annähernd bestimmen. Danach läßt sich für 
denselben eine Fläche von rund 14 Mill. qkm annehmen, so daß man der Landfläche 
der Erde 5 Mill. qkm mehr zuweisen muß als vor einigen Jahren, wo wir rein ver- 
mutungsweise die uns noch unbekannten Gebiete rings um den Südpol (18 Mill. qkm) 
einfach zwischen Land und Wasser verteilten. 

Von den Küstenlinien der Erde, die im Rohen (ohne die Antarktis) etwa 
260000 km betragen 10 ), muß reichlich der vierte Teil noch als ganz flüchtig ver- 
messen betrachtet werden. Ihre genauere Festlegung kann leicht die Ergebnisse 
der Kartenausmessung um einige hunderttausend Q. -Kilometer ändern. Viel 
schwerer fällt aber der Genauigkeitsgrad ins Gewicht, welcher bei Ausmessung 
der Karten selbst erreicht wird. Die sorgfältige planimetrische Auswertung von 
Küstenkarten großen Maßstabes in Verbindung mit häufigen Kontrollrechnungen 
verdient hierbei den Vorzug vor andern Näherungsverfahren 11 ). 

Nach unsern heutigen Kenntnissen darf man die Ausdehnung aller 
Landflächen zu rund 149 Mill., des Meeres zu 361 Mill. qkm annehmen. Es 
stellt sich also das Verhältnis des vom Land bedeckten Teils der 
Erdoberfläche zur Meeresfläche etwa wie 5:12, genauer wie 29, 2 % : 
70, 8 % oder wie 1: 2, 42 . 

Hierbei sind, wie bemerkt, in den unbekannten antarktischen Gebieten rund 
1 4 Mill. qkm hypothetisch dem Lande, 6 Mill. dem Meere zugerechnet. Beschränkt 

„Das Areal der Landflächen und die mittlere Erhebung der Erdkruste" ; Kritische 
Studie, in Gerlands Beiträgen zu Geophysik (II, 1895, S. 667 — 772) und H. 
Wagner in Pet. Mitt. 1912, II, 63, femer Krümmel, Handbuch der Ozeanogeo- 
graphie I, 1907, Karstens. Die Tiefe des Ozeans, Diss. Kiel, 18S0; A. Baldit, 
1906 (vergl. Anm. 18) und E. Kosinna, Die Tiefen des Weltmeeres (Veröff. d. 
Inst. f. Meereskunde. N. F. Reihe A, Heft 9, Berlin 1921). — 9 ) Im J. 1894 
nahm ich für das noch zu entdeckende Land rings um den Nordpol noch 
600000 qkm an, um für die Landfläche nördlich des 80.° rund 1 Mill. qkm ein- 
zusetzen. Damals war von Nansens Ergebnissen noch nichts bekannt. Infolge 
der letzteren und der Erschließung großer Tiefen im arktischen Meere habe ich 1903 
für das hypothetische Land nördlich des 80.° neben den bekannten etwa 400000 qkm 
nur 100000 qkm eingestellt, 500000 qkm dem Meere zurückgebend (s. 7. Aufl. 
dieses Lehrbuches S. 251). — 10 ) Penck, Morphologie I, 98. Eine Übersichtskarte 
der genau oder ausreichend oder bloß für Zwecke der Schiffahrt vermessenen 
Küsten der Erde veröffentlichte 1904 G. W. Littlehales im Report of the 8. In- 
ternat. Geogr. Congress, Wash. 1905, 578. — ") Verpl. Wagner a. a. O. S. 721. 



Booh 11. riiv.-ik.ili-. In Geographie. Kap. I. Die Erdoberfläche. 

man die Bereohnung auf dir besser erforschten Gebiete in der Zone zwisohen SO N 
und 3 - L90,,BClLqkm > 8. 269), bo ergibt sieh das Verhältnis l:2, ei (136, 6 :365, 
oder rund :'.: s «). 

ui- und Wasserhalbkugel. Ein Blick auf die Karte genügt, 

um iu erkennen, daß dir Pia shenverteilung von Land und Wasser in den 

Inen Erdgürteln eine Behi verschiedene ist. fn dem zwischen 40° 70° N 

Bjenen überwiegt sogai da- Land (ca. 60%), iu allen übrigen das Wasser 
in einem nach S ateigenden Maße. Die gesamte Nordhälfte dn Erde enthält 
etwa l",, Land und <><»"„ Wasser, auf der Südhalbkugel erreicht die Land- 
Qache, selbsl mit Einschluß dei vermutungsweise angenommenen autark 
bischen Gebiete (11 MdL), nur 19%. Jedoch bildet der Äquator für diese 
Verhältnisse keine ausgesprochene Soheide. Man hat daher seit L70 Jahren 
eine eigene Landhalbkugel einer Wasserhalbkugel gegenübergestellt 1 *), 
deren Pole dort gesucht werden müssen, wo tatsächlich der zugehörige (Iren/. 
kreis die größtmögliche Land- be,zw. Wassermasse einschließen würde. Als 
solchen Pol der Landhalbkugel kann man zurzeit einen Punkt nahe der 
Loiremündung in Frankreich ansehen 14 ). Bei dieser Annahme entfallen 

. 1*J"> Mill. qkm Land auf die Landhalbkugel, dagegen (einschließlich 
1 1 Mill. qkm am Südpol) nur 24 qkm Mill. auf die Wasserhalbkugel. Von 

;<■! sind daher nur 51%, von letzterei 90%% mit Wasser oder 49 bezw. 
'."..",, mit Land bedeckt 18 ). Eine Erdhalbkugel ist an sieh 2^> Mill. qkm groß. 
Km neues Verfahren, den Pol der Landhalbkugel zu bestimmen, bestellt 
darin 1 *), daß man die vom Urenzkreis geschnittenen strittigen Gebiete von Süd- 
amerika und Ostasien auf eine Antipodenkarte zeichnet. Alsdann sucht man auf 
dieser durch Verschiebung des Grenzkreises die günstigste Lage zu finden, welche 
\<m beiden Kontinenten der Wasserhalbkugel den kleinsten Lindanteil zuweist. 

12 ) E, Kossinna, (Di«' Tiefen des Weltmeeres, Berlin 1921) fand unter etwas 

Mi Voraussetzungen für die polaren Gebiete 130^: .'354. 4 Mill. qkm— l:2, 6n6 . 

[an fuhrt die eiste Idee jetzt auf Phil. Buache (1746) zurück; s. Beythien 

(Aimi. 14), 12. — 14 ) H. Beythien, Neue Bestimmung des I'<>ls d. Landhalbkugel, 

Preisschrift, Kiel 1808. Beythien fand als Pol der Landhalbkugel einen Punkt in 

\. ■_' | _." \V. nahe bei le ( Iroisic an der Küste der Bretagne. Zu genau dem gleiohen 

bnia kam in bezug auf die Lage des Pols 1913 A. Berget, der ihn in das Inselchen 
Ouni.it. 17° 24' 42" X, 2° 37' 13" W., verlegt, trotzdem er (mittels der eine solche 
Genauigkeit nicht entfernt verbürgenden Methode des Wagens auf Grund ausge- 
schnittener Stücke von flaohentreuen Karten) die Landflächen auf der Wasserhalb- 
kugel vi. 1 zu groß, nämlich zu 28., Mill. qkm = IL3/6 bestimmt, wovon 13 auf die 

rktis entfallen Bollen. Andererseits gibt Berget durch vollkommene Auslassung 
iinl- und des arktischen Archipels von Nordamerika der Landhalbkugel nur 
IL"'., Mill. <|km = 45, 2 ? (nicht 15, 6 ) Land, dabei das gesamte Landareal infolge 
aller dieser rehler nur zu 144., Mill. qkm annehmend. (Vergl. A. Berget, „La repar- 
tition des terres et des tners et ls position du pole oontinental de la terre" in Revue 
annuelle \'ll. Paris 1913; vergL darüber auch E. Hammers Bericht in Pet. 
.Mitt. 1914 I. 325ft). — 1S ) A. Penck (Die Pole der Landhalbkugel, Geogr. Zeit- 
-eluifr V. 1899, 8. 21- 29) verlegte unter Berücksichtigung der sphäroidischen 
Eidgestalt, den Pol der Landhalbkugel in die Gegend von Nantes, d. b. 100 km 

bei als Beythien, glaubt aber, daß es rieht ger sei, von zwei Polen, um welche 
rieh die Landmhssen gruppieren, zu sprechen. — - Kos s^ nn a (a. a. O. 57) bestimm! 
■ mt. r Annahme des Pols der Landhalbkugel nach Pcnck bei Nantes das Land auf 
zu ll!i.„ Mill. qkm = 48, R , auf der Wasserhalbkugel zu 29* Mill. qkm = 
11.,' ,. Unsere Atlanten verlegen den Pol gern in die Bevölkerungazentra Mittel- 
europas, Beriin (Beighaus, physik Atlas. Stieler Bandatlas), London, Paris. Das 

>m Standpunkt der physikalischen Geographie natürlich nicht gerechtfertigt. 
Auf Tal P> des Atlas ist er aus Bücksicht auf die Übersichtlichkeit der Projektion 
in den Schnittpunkt de- f»o." Br. und 0.° L. verlegt. Die Landhalbkugel enthält, 
daher bei dieser Darstellung 118,, Mill. qkm 4fi, r) %. die Wasserhalbkugel 30, 3 Mill. 
qkm II' Land ,c ) über das Beythiensche Verfahren vergl. ü. Krümme! in 



§ 121. Flächenwerteilung von Land und Wasser. 



269 



Zonenverteilung. In den einzelnen Zonen stellt sich das für 
klimatische Fiagen besonders wichtige Verhältnis von Land- zu Wasser- 
flächen nach unsern jetzigen Kenntnissen etwa wie folgt 18 ): 



Zone 



80—90° N 
70—80 
60—70 
50—60 
40—50 
30—40 
20—30 
10—20 
0—10 



Erdoberfläehe Landf lache Wasserfläche 

(nach Besst-l) 

(in Millionen Qtwdrat-Kilometer) 



Prozente 



*>>9 
11,6 

18, 9 

25, 6 

31,5 

36, 4 
40 >2 

42, 8 



Nordhälfte 255, c 



0—10° S 
10—20 
20—30 
30—40 
40—50 
50—60 
60—70 
70—80 
80—90 



100,, 



[3, 5 ]? 

8, 2 

5,< 
H,o 
15,o 
20, 8 
25„ 
3l, 6 
34.,, 

154, , 



Wasser 

[90] ? 
70, 7 
28, fi 
43,o 
47, , 
57, a 
62, 4 
73, 7 
77, 2 

60, 8 



44, l 


10, 4 


33, 7 


23, 6 


76, 4 


42, 8 


9,4 


33, 3 


22, , 


77, 9 


40, 2 


9,3 


30,„ 


23, 1 


76, 9 


36, „ 


4, 2 


32, 2 


11,4 


88, 6 


31, B 


1,0 


30, 6 


3,2 


96, 8 


25, 6 


o„ 


25, 4 


0, 8 


99,2 


18, 9 


[1.J» 


[17» JT 


[io,„]? 


[90] ? 


H,6 { 

3, 9 / 


[12, J? 


[3,4]? 


[78]? 


[22]? 


255, 


48, 5 


206, s 


19,o 


81,o 



§122. Die Massenerhebungen der Erdrinde. Im Grunde haben wir 
den Verlauf der festen Eidobeifläche bisher nur längs eines einzigen Hori- 
zontalschnitts, nämlich längs der Beiühiuiigslinie von Wasser und Land, 
betrachtet. Die Errungenschaften der letzten Jahrzehnte gestatten uns 
jedoch bereits, die Unebenheiten des Geländes mit einiger Sicheiheit messend 
festzustellen und in die Meerestiefen zu blicken. Fast jeder Atlas bietet 
heute in großen Zügen ein Bild des Gesamtreliefs der trockenen Eidrinde 
wie des Meeresbodens mittelst Einzeichnung von Höhen- und Tiefenkurven 
(Isohypsen und Isobathen S. 238) und Flächenkolorit der Höhen- und 
Tiefenregionen. Es fehlt auch nicht an Versuchen, sie trotz der vielfachen 
Unsicherheit in der Linienführung jener Kurven ziffernmäßig auszuwerten. 



Pet. Mitteil. 1898, 106. — 18 ) H. Wagner in Pet. Mitteil. 1895, S. 48, woselbst auch 
Zahlen für die einzelnen Erdteile. Nur in der nördlichsten Zone sind gegen damals 
(1894) 0, 6 Mill. qkm Land jetzt dem Wasser zugerechnet und ebenso ist dem Fest- 
land der Antarktis nunmehr eine Fläche von 14 Mill. qkm (gegen früher 9) zugewiesen. 
Weitere Bestätigung erhalten die obigen Zahlen durch A. Baldits umfassende Be- 
rechnung der Land- und Wasserverteilung in den Eingradzonen der Erde („Sur la 
repartition des terres et des mers ä la surface du globe; (Ann. du Bureau centr. 
meteorol. de France. Mem. Armee 1906, Paris 1910, 25—82; vergl. E. Hammer, 
Pet. Mitteil. 1912 I, 148 u. H. Wagner ebenda, 1912 II, 63), sowie, wenn auch 
mit unbedeutenden Änderungen in den Breiten 70 — 80° durch E. Kosinna's 
Schrift (vergl. Anm. 8). 



Buefa 11. Physikalische Geographie. Kapitel l. Die Erdoberfläche 

Landblook und Wasserblock. Nach sorgfältig vergleichender 
Prüfung dieser Versuche 1 *) konnte man früher die mit t Um t> Erhebung aller 
Landflächen über den Meeresspiegel /u rund 700 ni annehmen* ), wobei der 

ikti> aus Rfangel genauere] Kenntnis der Böhenverhaltnisse die gleiche 
mittler« 1 Hohe beigelegl ward. Nachdem man aber für letztere auf mittel- 
barem Wege eine solche von weit größerem Betrag, aämlich von rund 2000™, 
wahrscheinlich gemachl hat (?; 241)* 1 ), muß auch die obige Mittelzahl auf 

: -) erhöht werden. I>a^ ergibl ein Gesamtvolumen der Landhöhen von 
M II. obkm i 1 l 1 .' Mill. qkm \ <>. 82 .-, ra ). Die mittlere Tiefe des Welt- 
meeres tmit allen Nebenmeeren), die wir während eines Jahrzehnts zu 3500 m 
annahmen, wird mau heute, wo sieh sowohl «las arktische Meer als ein ziem- 
lich tiefes Becken erwiesen hat, als auch im Großen Ozean weite Tiefflächen 

,m Südatlantischen beträchtliche Tiefbecken erkannt sind, zu 3800 m 
schätzen dürfen. Die gesamte Wassermasse der Erde entspricht daher einem 

iserblock von 361 Bffül. qkm Grundfläche und 3. 8 km Höhe, besitzt also 
1372 MdL obkm Inhalt 23 ) (s. 272 Fig. 62 P E F G). Alle Erhebungen der. 
Brdkruste über diesem mittleren Meeresboden sehließen sich dann zu einem 

dblock (Kg. 62 ABCD) zusammen von 149 < * km Fläche und 4. 6 , 5 km 
- 825" 1 ) Höhe, also von (i89 Müll, cbkm Volumen. Wollte man 

D Landblock über die gesamte Erde ausbreiten, so winde er eine Kugel- 
schale von etwa i::51 m Dicke (= 689.! Mill. obkm : 510 Hill, qkmj über dem 
mittleren Meeresboden bilden, seine Oberfläche würde also 3800™ lo51 m oder 

— 2449 m (rund 2450 m ) 

unter dem jetzigen Spiegel des Meeres ruhen. Diese Fläche nennt man das 
mittlere Niveau der starren Erdkruste. 

Ohne Rücksicht auf die Meeiesbedeckung hat also die feste Erdkugel, 

• 1 wir heute wissen, nicht einen mittleren Radius von 6370, 3 kni (S. 116), 
sondern nur von etwa 6367, 9 lm (= 6370, 3 — 2, 4 ). Das Weltmeer über die 
Oberfläche dieser festen Kugel ausgebreitet würde eine mittlere Tiefe von 

1 .iTu Mill. dem: 510 Mill. cb'vm) erreichen, also sein Spiegel sich 

2690 m — 2450 m = 240 ra 

übei den jetzigen erheben**). In dieser Höhe, also etwa 240 m über der mathe- 
matischen Erdoberfläche, liegt das mittlere Niveau der physischen 
Brdoberfläche, d. h. die Grundlage des Luftmeeres.. 

19 ) Zu den früheren Versuchen, kritisch behandelt in H. Wagners Abhand- 
lung (S. Anm. 8), 1894, trat derjenige hinzu, welchen O. Krümmel in der 2. Aufl. 
I! ndbuches der Ozeanographie I. 1907 mitgeteilt hat, sowie neuerdings ein 
solcher von E Kossinna (DieTiefen des Weltmeeres, 1921,8. Anm. 8). — 20 ) Wagner 
3. 742. — 21 ) Vertrl W. Meinardus, „Die mutmaßliche mittlere Höhe des 
antarktischen Kontinents" (Pet. Geogr. Mitteil. 1909, 8. 304 ff.). — 22 ) Die Mittelzahl 
von 825 rn b( ' h aus der Summe des Kubikinhalts der 6 Erdteile (wie 

HU den Angaben aber deren Areal und mittlere Höhe S. 276 folgin) geteilt 
dun h Geeamt&real (= 12H. n ebkm : 149 jyjill. qkm). — **) O. Krümmel erhielt ge- 

• Kisom -j- lootn) Handb. I. 1907, 143), wonach in den Auflagen von 1908 u. 
1912 hrbnohe .'J700 m als Mitteltiefe der Ozeane nng-nommm ward. Nun- 
mehr BOhliefie ich mich dem Erg ibnis E. Kossinna s von 1921 an: 3795 in i 100 m . 
— 2< ) Dil rheit aller dieser Werte läßt es ratsam erscheinen, sie durchweg 

chst abzurunden. Krümmel s Zahl 205 ,n konnte die Höhe der Antarktis nach 
Memardns noch nicht berücksichtigen. Kossinna findet als mittleres Niveau der 
starren Erdkruste: -f 245, für das Mittelniveau der physischen Erdrinde — 2440™. 



§ 122. Die Maseenerhebungen dir Erdrinde. 271 

Kontinentalblock und Meeresraum. Den heutigen Tiefenkarten 
der Ozeane entnehmen wir die wichtige Tatsache, daß Flachsee sich nur in 
der Nähe und zwischen den Landmassen findet, während die Weiten der 
Ozeane durchweg Tiefseebecken darstellen. Ein Sinken des Meeresspiegels 
um etwa 200 m würde die großen Umrisse der Landflächen nicht wesentlich 
im Kartenbild umgestalten (Atlas Taf. 6, Erdansichten), trotzdem die Mehr- 
zahl der Inseln daduich „landfest" gemacht werden würden. Außerhalb 
dieser Tiefenlinie von rund 2C0 m sinkt der Meeresboden rascher bis zur Tiefe 
von 2000— 3000 m herab, um sich dann äußerst langsam zu großem Tiefen 
auszubreiten. Daduich scheidet sich unschwer die eigentliche Massen- 
erhebung der Erdrinde oder der Kontinentalblock (Fig. 62) von den 
großen Flächen der Tiefsee regionen ab. 

Der unruhige Verlauf der Umrißlinien dieses Kontinentalblocks läßt uns 
diese Verhältuisse nur schwierig auf der geographischen Karte mit einem Blick 
übersehen. Ein einzelnes Profil, durch die Erdrinde gelegt, faßt gleichfalls die ge- 
samte Massenerhebung nicht zu einem Ganzen zusammen. Trägt man aber die 
Flächen, die den einzelnen Höhenstufen der Erdrinde zukommen, als Abszissen, 
die entsprechenden Höhen als Ordinaten in ein Koordinatensystem ein, so ent- 
steht in der sog. hypsographischen Kurve der Erdrinde ein schematisches 
Bild der Massenverteüung an ihrer Oberfläche, da die Profilfläche nunmehr dem 
Rauminhalt der Erhebungen oder Vertiefungen entspricht (Fig. 62). Es wird 
noch zahlreicher mühevoller Arbeiten bedürfen, bis man diese hypsographische 
Kurve mit Sicherheit konstruieren kann. Sie muß zwei Bedingungen erfüllen. 
Erstens muß sie durch den Punkt hindurchgehen, welcher das Verhältnis von Land 
und Wasser kennzeichnet (Fig. 62, Punkt E), und sodann muß die Profilfläche des 
Kontinentalblocks (oberhalb des mittleren Krustenniveaus) gleich sein der Profil- 
fläche der Tiefenregion des Meeres (unterhalb dieses Niveaus). Zurzeit dürfte folgende 
Verteilung der Höhenstufen der Wahrheit einigermaßen entsprechen 25 ;, obwohl 
auf das Unsichere der Schätzung besonders hingewiesen werden muß. Es liegen 

Mill. qkm % Mill. qkm <>/'„ 



über 3000 "> 


6 




Li 


unter bis 


— 200 m 


28 


5,5 


+ 2000 bis 3000 m 


10 




2,o 


— 200 „ 


— 1000m 


15 


2,» 


+ 1000 „ 2000 m 


24 




4,7 


— 1000 „ 


— 2000 m 


15 


2,9 


+ 500 „ 1000 m 


27 




5,5 


— 2000 „ 


— 3000 m 


24 


4,7 


+ 200 „ 500 m 


33 




6,5 


— 3000 „ 


— 4000 m 


71 


13,9 


+ „ 200m 


48, 8 


} 


9.« 


— 4000 , : 


— 5000 m 


119 


23, 8 


unter m 


0-8 


— 5000 „ 


— 6000 m 


84 


16, 6 


Land 


149 




29, 2 


unter 


6000 m 


5 


1-0 






Meer 


361 


70, 8 



25 ) Obige Tabelle ist aus der altern Wagnerschen und der neuen Kossinna- 
schen (für das Meer) kombiniert. Bei den Landflächen liegen die besonderen 
Schwierigkeiten in der Frage, wie man die 28 MLI1. cbkm der Antarktis (= 14 Mill. 
qkm x2 l1 " Mittelhöhe) auf die einzelnen Höhenstufen verteilen soll. In obigem 
sind der obersten Stufe (über 3000 "') 1 Mill. qkm zugewiesen, der 2. (2 — 3000m) 5 Mill., 
der 3. (1 — 2r09 ra ) 6 Mi'l. Eine Korrektur haben die früher angenommenen Berech- 
nungseigebnisse von W. Kegel (Planimetr. Berechnung der Schelfflächen, Diss. 
Göttingin 1910); und P. Reichmann (Neue Berechnung der Fläche des Konti- 
nentalabhanges, Diss. Göttingen 1909), durch Kossinna (a. a. O. 37 — 40) erfahren. 
Er fand Schelf lachen und Kontinentalabhung kleiner. — 26 ) Der Name ist dem 
Englischen entnommen. „Continental shelf" nannte zuerst H. R. Mill jene große, 
die Kontinente umrandende Flachseebmk (Brit. Association 1888. vergl. Proc. 
R. Geogr. Soc. 1888, 667). Vergl. O. Krümmel, Handbuch, I, 1907, 103 ff. 



Boot) 11. Phyrikausobe Geographie, Kapitel I. Die Erdoberfläche. 

! " der I i sprüht l ■■ der GnmuTinie je 5 Mill. qkm der Erdober, 

nache und im der Senkrechten je 200» ( 0,,»«), also l Quadratmillimeter den, 

Kubikinhalt von 1 Mill. Kubikkilometer. 



MM 



Fig. 62. rrypsographische Kurve der Erdrinde 







-10OO0, 



Die fünf Brhebungsstufen der starren Erdrinde. Die 

iphiache Kurve läßt mit einem Bück am Kontinentalblock drei 

Stufen uiii.Tsrlici.lcn: ein Kulminationsgebiet, wie wir den Inbegriff 

sich aber 1O00» erhebenden Landflächen nennen wolle,,, eine flache 

tinentaltafel und einen Kontinentalabhang. Das Bemerl 

daß die Kontmentaltäfe] nicht am Meeresspiegel, sondern ersl an 
/..• der Flachscc endigt. Die Flachsee isl also gewissermaßen nur 
oberflächliche Uberspülung, eine Transgression des Meeres über die 
dei Kontinentaltafel. Man hat jüngst für diese im Relief der 
Erdoberfläche so eigenartige Stufe, die wie ein Gesims die Kontinente 
umrandet, den Xam.n Schelf-«) einzuführen versucht. Nicht so schart 
Stocks oder die untere Grenze des Abhanggebietes gekenn- 
zeichnet. Ei isl also bis j< tzt willkürlich, ob man sie in — 3000 1 , in — 2500 m 
dorthin verlegt, wodas .Mittelniveau der Erdkruste nach unserer Berech* 
nung zu Mi.h, ■ 246 i* Bis auf weiteres wird sieb letzteres empfehle, 

für Flächen- und Raumberechnungen. — Deutlich scheidet sieh in der Tief.se..- 
region alsdann ein breitete Tiefaeetafel«») von einem kleinen De- 



§ 122. Die Masßenerhebungen der Erdrinde. 27:; 

pressio nage biet ab, welches die t iefsten Senken in < l<-r Erdkruste zusammen- 
faßt. 

Weitaus der größte Teil der starren Erdoberfläche, wohl mein- aTs 
4 / 5 , wird also von den beiden mächtigen Tafeln eingenommen, von denen 
die kontinentale mehr als looo 1 " böhei als die Tiefseetafel liegt. Das 
Gebiet den größten Anschwellung dürfte nach den neueren Annahmen wohl 
soviel Raum als der Kontinentalabhang einnehmen. Der gesamte Kontinental- 
block bezeichnet, wenn im Mittelniveau der Erdkruste abgeschnitten, den 
Teil der Erdkruste, welcher abgetragen lind in die • Tief seebecken geschüttet 
werden müßte, am die Rinde auf zu ebnen. 

Nach unseren Voraussetzungen nimmt der Kontinentalblock etwa -J2. 6 "„ 
der Erdoberfläche ein (217 Mill. qkm) und besitzt bei einem Volumen 28 ) von rund 
600 Mill. cbkm eine mittlere Höhe von ca. 2765m, übersteigt also das Niveau der 
physischen Erdoberfläche ein wenig. Berechnet man aus der hypsographischen 
Kurve in ähnlicher Weise die Mittelhöhe der fünf Stufen der Erdkruste, so ergibt 
sich in starken Abrundungen, die absichtlich das Unsichere der Rechnung an- 
deuten sollen, das folgende Verhältnis: 

Kulminationsgebiet (über | L000 m ) 
Kontinentaltafel (von + 1000"» bis — 200m) 
Kontinentalabhang (von — 200 m bis — 2400'») 
Tiefseetafel (von — 2450™ bis — 5500™) 
Depressionsgebiet (unter 5500 m) 

Summa 100 % = 510 Mill. qkm -2450 m 

§ 123. Gliederung von Land- und Wasserflächen in Erdräume. Von 
größerer Bedeutuno als die gesamte Flächenausdehnung und das Massen- 
verhältnis ist die Frage nach der räumlichen Anordnung der Land- 
massen an der Außenseite unseres Erdballs und damit nach der wirklichen 
Gestaltung des Kontinentalblocks sowie des Weltmeeres. Fortan gilt es, aus 
der großen Mannigfaltigkeit der Formen, wie sie uns aus jeder Weltkarte 
entgegentritt, die einfachen Gi und; üge zu erkennen oder aber die Erd- 
oberfläche in die großen natürlichen Eidräume einzuteilen. 
Jedes Stück derselben, das sich in mehr oder weniger deutlicher Weise von 
den Nachbargebieten abgrenzen läßt, nennen wir einen Erdraum. Mit 
diesem Namen deutet man genugsam an, daß nicht allein der horizontale 
l niriß längs der Küsten, sondern auch die dritte Dimension der Höhe und 
Tiefe dabei maßgebend eingreift. Stufenweise achreiten wir von den beiden 
grüßten Erdräumen, die uns soeben beschäftigt haben - Kontinentalblock 
und Weltmeer — , zu kleineren Kategorien fort. Wir lassen uns dabei stets 
von der Karte leiten und lesen die festzustellenden Tatsachen, wo möglich, 
unmittelbar von ihr ab. Als mißlich empfinden wir freilich den Umstand, daß 
jede Weltkarte die außerhalb der Mitte (oder Mittellinie) gelegenen Land- 
umrisse arg verzerrt, und daß am Globus gleichzeitig kaum mehr als ' ., der 
Erdoberfläche überschaut werden kann. Und doch handelt es sich zunächst 



Fläche 




Mittelhöhe 


7,*% = 40 .Mill. 


rjkm 


2050"i 


26,9 » = 137 „ 


,, 


250 "> 


'") "•« „ = 40 „ 


., 


— 1250^ 


52,, „ = 269 „ 


,, 


— 4300 '» 


4, 7 „ = 24 „ 


» 


— 6000m 



- T ) Übereinstimmend mit Krümmel (a. a. 0., 148) ist als Grenze zwischen 
Tiefseetafel und Depressionsgebiet die Tiefe von 5500 m angenommen. — 28 ) .Schon 
im J. 1895 habe ich den leider erst später erkannten Irrtum begangen (a. a. O. S. 765), 
anzunehmen, daß der Kontinentalblock ausgeglättet über seiner Grundfläche das 
Niveau der physischen Erdoberfläche (-f 220«) erreichen müßte. Das ist tatsäch- 
lich <ine unbegründete Forderung. 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. '8 



•jti Buch 11 Phyaikaliaohe Geographie, Kapitel 1. I>i> Erdoberfläche. 

nm um die Übersichtskarte, auf der des Weinen Maßstabes und der not- 
wendigen Generalisierung wegen (S. 284) die feinere Gliederung aller Formen 
im horizontalen wie vertikalen Sinn verschwindel oder zunicktritt, so «laß 
dei Rohbau dei Erdoberfläche um so mehr in die Augen springt. 

Die Zweiteilung von Weltmeer und Landmasse. Die einzige 
wahrhaft Biber den Zusammenhang dei Kontinentalmassen orientierende 
Karte unsere] Atlanten ist die der ,, Landhalbkugel"; Planigloben und Mer- 
erreißen denselben. Wii sehen aus jener, daß sich die Land 
massen eng um den Nordpol gruppieren. Im Norden halten sie, gegenüber 
auffallenden Tatsache, Büdwärta in keilförmige Enden auszulaufen, ihre 
„breiten Schultern". Fast geschlossen ist der kontinentale Ring zwischen 
. \ Ltlas, Polarkarte, Taf. 33). Die schmale und seichte Meeresgasse 
dei Beringstraße bildet kaum eine Unterbrechung. Ine benachbarten Meeres- 
teile sind Flachsee. Auf der europäischen Seite wird der breitere Zugang des 
Atlantischen Ozeans /.um nördlichen Eismeer durch «He [nselbrücke zwischen 
Sehottland und Grönland eingeengt. S<> lagert sieh rings um den Nordpol 
.ine in verschiedener Binsichl einheitliche Polarwelt. Der Ausdehnung 
nach bildet sie jedoch nur ein untergeordnetes and nur teilweise schärfer 
nach außen begrenztes Glied unter den Erdräumen. 

Im Süden des Polarkreises fliehen die äußem Küsten der Land- 
maBsen derart auseinander, daß sie fast einen größten Kreis der Erdkugel 
bilden. Das ist dei große pazifische Oestadegürtel, der sich längs 
der fest geschlossenen gliederlosen Westküste Amerikas zum inselreichen Ost- 
rand Asiens und Australiens hinüberzieht. Und zwischen den am meisten 
vorgestreckten Südenden dei Kontinente (Australien bis 45° S, Amerika 
- . die -ich quer über den Pol gemessen bis auf W Breitengrade nähern, 
lagert Bich die antarktische Erdscholle als verbindendes Glied. Durch diesen, 
wie wir sehen werden auch im gesamten Hau sehr gleichförmig verlaufenden 

äußeren Saum <]<> Kont inentalblockes wird das größte einheitliche Meeres- 
1 .ecken abgegliedert. Mit Recht t ragt dieses den Namen des (J roß en Ozeans 
(neben dem des Stillen oder Pazifischen, § 202). Denn er nimmt fast l /a der 
■ mteidohei flache ein und übersteigt mit LöS^Mill.qkm (ohne Nebenmeere) 
die Größe der inneren Ozeane zusammengenommen (156 Mill. qkm)'- 9 ). 
.Man könnte eine äußere oder pazifische Erdhälfte unterscheiden, welche 
den großen Ozean und -eine Umrandung umfaßt. 

Inmitten der Landhalbkugel ist das mächtige Tai des Atlantischen 
1 I in breiter Zickzacklinie eingesenkt und gliedert den Kontinentalblock 

in die beiden großen zusammenhängenden Landmassen der sog. Alten Welt 
und der Neuen Welt. Die erstere entspricht der bewohnten Weltinsel der 
Alten, ihrer Ökumene, die letztere nimmt gewissermaßen die Stelle der 
einst vermuteten hise! der Gegenfüßler (Antökumene) ein. Indem sie in 
verhältnismäßig später Zeit \on Westen her in den Gesichtskreis der euro- 
hen Kulturvölker getreten ist . ward sie als Mundus aovus sive occidentalis 

2 ') Die Ozeane Bind hierbei nach der konventionellen Abgrenzung, welche 
Bngländei 1845 vorgeschlagen haben (vergL § 202, Benennung und Begrenzung 
der I I durch die Meridiane des Kap Hoorn (67 '4° W), des Nadelkaps in Süd- 

afrii Südkape von Tasmanien (147° O) voneinander geschieden 

aber nicht jrie früher, nur bis zum südlichen Polarkreis berechnet, sondern bis zu 
den hypothetischen Küsten des Südpolarkontinents; die Arealzahlen nach Krümrael 
n m. 



$ 12;>. Gliederung der Land- und Wasserflächen in Erdräume. 275 

der alten östlichen Weltinsel entgegengesetzt. Seitdem bildete sich der Gegen- 
satz zwischen einer östlichen und westlichen Halbkugel aus. den das 
Altertum nickt kannte. Wir pflegen die erstere am Ostrand des Atlantischen 
Heeres beginnen zu lassen, unbekümmert um die Verschiebung des Null- 
rneridians nach Ost um 20° (§ 40). Nur unbedeutend überschreitet die „Alte 
Welt" mit ihren äußersten Ausläufern Im NO (Ostspitze Asiens) and SO 
(Neuseeland) den Grenzkreis dieser östlichen Halbkugel d. h. den 160. Me- 
ridian östl. Gr. Die geschlossene Masse der Alten Welt überwiegt mit 93Mill.qkm 
an Fläche betrachtlich diejenige der Neuen oder Amerika- (42 Mili. qkm 
mit Einschluß des arktischen Archipels), um so mein, wenn wir zu ersterer 
die abgesprengten Glieder der austral-asiatischen Inselwelt uebst Australien 
selbst hinzunehmen. Der östliche Teil des Kontinentalblooks übertrifft also 
den westlichen um mehr als das Doppelte. Getrennt von diesen beiden Haupt- 
massen lagert sich die wesentlich kleinere antarktische Landmasse (14 Mill. 
qkm) rings um den Südpol. 

Erdteile und Einzelozeane. Der auffallendste Zug in dem Umriß- 

verlaui der Alten Welt ist die südwärts gerichtete Auskeilung in zwei plumpe 
Endstücke — Südafrika und Australien. Dadurch gewinnt der dritte der 
großen Ozeane, der zwischen beiden gelegene Indische, seine selbständige 
Bedeutung. Nach Süden sich stetig erweiternd, steht das Becken dieser 
"\Wltmeeres (73 y% Mill. qkm. wenn bis an die Grenzen der .Antarktis gerechnet) 
dem des Atlantischen (81 %) an Größe nur wenig nach. Im Süden Afrikas, 
dessen Endland den 35° S nicht überschreitet, umfaßt die breite Verbindungs- 
zone des Indischen und Atlantischen Ozeans reichlich 30 Breitengrade. Süd- 
lich von Australien (45° S) beträgt dieselbe zwischen dem Indischen und 
Großen Ozean nur 20 Breitengrade. 

Eine weitere Gliederung der drei Hauptozeane durch den Kontinental- 
block tritt uns nur beim Atlantischen aus der Karte entgegen, indem sich 
das atlantische Tal mit seinen verhältnismäßig parallelen Gestaden zwischen 
Westäfrika und der Ostspitze Südamerikas bis auf 3000 km verengt und damit 
das nordatlantische vom südatlantischen Becken scheidet, jedoch 
ohne daß die Grenze auch durch eine unterseeische Querschwelle etwa ver- 
schärft würde. 

Dagegen zerlegt eine den Kontinentalblock quer durchziehende 
mächtige Bruchzone dessen westhchen und östlichen Flügel in mehr 
oder weniger abgegliederte Landmassen, für welche sich seit alter Zeit der 
Name der Erdteile schlechtweg oder der Festländer (Kontinente) 30 ) 
ausgebildet hat. Diese Bruchzone verläuft in mächtigem Bogen durch die 
Landmassen und markiert sich am deutlichsten durch die großen und 
tiefen Einbruchs- oder Einsenkungsbecken der zwischengelagerten 
Mittelmeere. 

Sie gliedert vor allem nach zwei Seiten den größten der Erdteile, 
Europa-Asien oder kurz „Eurasien" genannt, ab; schärfer nach Südosten, 
wo zwischen 10° N und 10° S das tropische inselreiche ,,Australasiatische 
Mittelmeer" den kontinentalen Zusammenhang mit dem Südkontinent 



30 ) A. Hettner (Die Terminologie der Oberflächenformen Geogr. Zeitschr. 
XVII. 1911, 135) bekämpft die Übertragung des Wortes Kontinent durch „Fest- 
land", weil auch Inseln Festland seien, doch ist auch ihm kein geeignetes Wort für 
Kontinent bekannt. Was sich derart eingebürgert hat, bietet kaum Gefahr der 
Verwechslung. 

18* 



Ruch EI. Physikalische Geographie. Kapitel I. Die FSrdoberfläohe, 

Australien völlig unterbricht IVis langgestreckte, fast ganz geschlossene 
Romanische Mittelmeei (•">»'" l">" w) scheidel die gedrungenen Massen 
Afrikas von den reichgegliederterJ Südküsten des westlichen Eurasiens, 
und das tropische Amerikanische B&ittelmeei (10° 30° N) teilt die Neue 
Welt in die einandei ähnlichen Dreiecksmassen von Nordamerika und 
Süds me rika. 

Nun ist bekannt, daß Europa, der westliche Ausläufer jene- größten 

Kontinent- Eurasien ein Nmiiic. den ersl die Wissenschafl unserer Tage 

ihm beigelegt hat, seil Beginn wissenschaftlicher Geographie als selb- 

ligei Brdteil gegolten hat; und in der Tal rechtfertigen dies zahlreiche 

seraphische Verhältnisse, die später zu entwickeln sind, vollkommen. 
Denn es wird gelingen, diesen Erdteil Europa als eigenartig gestaltet, sowie 
eigenartig aui Kliuui, Organismen und Menschen wirkend, und /.war das 

dei springende Punkt im Vergleich mi1 den übrigen Erdteilen, nach' 
zuweisen. Mut vom Standpunkte der reinen Morphologie, wie sie uns jetzt 
beschäftigt, gehören Europa und Asien einer einzigen Landmasse an, da eine 
ähnliche Scheide eistet Ordnung, wie sie durch die oben geschilderte Bruch- 
sone bewirkt ist, zwischen Europa und Asien nicht besteht. 

Xinunt man für jetzt alle auf dem Kont inentalsookel der Einzelerdteile ruhenden 

Inseln als zugehörige Stinke derselben an. so verteilt sieh das Areal der bekannten 
Landflaehe etwa wie folgt. Die eohtozeanisohen Inseln können ihrer Kleinheit 
;i hii rbei vernachlässigt werden. Annähernd ordnen sieh die Erdteile auch 
in gleicher Weise aaoh ihrer mit deren Erhebung über dem Meeresboden 81 ). 





Flieh« 


Mit« 


ere Höhe 


Die Alte Welt 


93 Mill. 


qklll 


rund 


725 m 


Die Neue Welt 


42 .. 




., 


6.50"» 


oder 










Kuiasien 


5i„ .. 


., 


, 


830 'n 


Afrika 


29„ .. 


.. 


,, 


650"' 


Australien 






,, 


:J50 "< 


Nordamerika 


_M., .. 


., 




715m 


Südamerika 


17.. .. 


.. 




580 «" 


Antarktis 


14.,, .. 


., 




2000 n> i ! - 


zum Vergleich 
Asien 


44., .. 






960« 


Europa 


10 " .. 






:500 m 



S 12 t. Die kontinentale Gliederung 88 ). Obwohl man in der rohen 

Umrißgestalt der Binzelkontmente mannigfache Anklänge an einfache geo- 
metrische Figuren oder nicht selten Ähnlichkeiten untereinander zu ent- 

V( tgL regen dieser Weite Wagner (1895) a. a. O. 742 ff. Obige Zahlen 
dei mittleren Hohe entspringen nicht einer neuen eigenen Berechnimg, sondern 
einer kritischen Auswahl und Abrundung anderweil berechneter Mittelwerte. F"ür 
Südamerika ist die Berechnung H". Haacks (Inaug.-Disa., Halle 1896) eingestellt, 
für Nordamerika die Bestimmung durch E. Kossinna auf Grund der Sännet- 
sehen Höhenscbiehtenkarte (a. a. <). 4!t). Eine Berechnung, von Lorentzen in 
Kiel ausgeführt, ergab für Asien den Wert 940™ (Diss. Kiel. E906). Penck nimmt 
Handbuch 1!X>!). f. 125) jetzt nur noch für Nordamerika (730), 
Afrika (t»70j. Australien (360) etWas größere Zahlen an, nähert sich im übrigen 

uüber seinen Bereehnongen von 1894 (Morph. 1, 151) obigen Angaben. Wesen 
dei mittleren Söhe des Büdpolarlandes vergL Arun. 21. — 32 ) Vergl. hier/u W. 
Preohta Untersuchungen Bber horizontale Gliederung, Erg.-Heft z. Zeitschr. für 

enschaftL G Settner, TVpen der Land- und Meeresräume (Aus- 

land !- 



§ 124. Die kontinentale Gliederung. 277 

decken vermag, so kann man diesen Betrachtungen doch nur insofern Be- 
deutung zuschreiben; als sie dem Gedächtnis manche Anhaltspunkte für die 
Auffassung der Formen bieten. Irgendwelche Gesetzmäßigkeit besteht nach 
uns,. in jetzigen KenntnisseD bei der großen Gliederung nicht. Doch wollen 
die Formen beschrieben sein. Hierbei soll uns nicht das logische System 
der Klassifikation die Hauptsache bilden, sondern die Aufstellung von typi- 
schen Formen den Wegweiser bieten, um den Blick auf die Karte zu heften. 
Der Leser muß im Einzelfall seihst zu entscheiden suchen, ob die klassifizierende 
Bezeichnung eines Gebildes treffend ist. und wo möglich die angeführten 
Beispiele sich selbst durch andere zu ergänzen suchen. 

Für jetzt handelt es sich für unsere Betrachtung immer nur um die 
aus der Weltkarte ins Auge springenden Großformen der Kontinental- 
tnassen; die feinere Gliederung und Ausgestaltung ihrer Bänder, die wir als 
Kleinformen zusammenfassen wollen, werden uns erst später beschäftigen. 

Wir schreiben jedem Kontinent eine bestimmte Grundform, einen 
Rumpf, zu, bei dem wir von allen einzelnen Vorsprüngen der Festlandsmasse 
oder ihrer Zergliederung durch Meeresabschnitte absehen. Kein einziger 
Erdteil besitzt die ungegliedertste und massenhafteste aller Umrißformen, 
die Kreisform oder besser die einer geschlossenen Kugelkappe (Kalotte), 
vielmehr weichen sie sämtlich sehr beträchtlich von einer solchen ab. Ihre 
Küsten selbst haben nur selten auf längere Strecken einen gebogenen 
Verlauf: wo es der Fall, haben wir es mit einem besonders plumpen Konti- 
nentalgebilde zu tun wie bei Afrika und Australien. Meist laufen die Konti- 
nentalküsten unter einem Winkel zusammen, so daß die Dreiecksgestalt 
wie bei Nord- und Südamerika, oder die des Fünfecks, wie bei Eurasiern ins 
Auge springt. 

Der Name von Endländern 33 ) ist für die großen kontinentalen 
Zuspitzungen, in denen sich nach dieser oder jener Seite der Kumpf des 
Erdteils verjüngt, nicht unzweckmäßig. Die auffallendste Erscheinimg im 
Erdantlitz ist die bereits erwähnte Zuspitzung der drei Südkontinente; am 
ausgeprägtesten ist das Endland bei Südamerika; bei Afrika umfaßt es fast 
die Hälfte des Kontinentes; bei Australien markiert es sich im Grunde nur 
durch die vorgelagerte Insel Tasmanien, die durch eine ganz flache Meeres- 
straße vom Kontinent getrennt wird. Auch das Hochland von Mexiko ist 
als echtes Endland anzusehen, wenngleich seine Trennung von Zentralamerika 
nicht völlig durchgeführt ist. In Endländer laufen auch Nordamerika nach 
XW (Alaska) und Asien nach NO (Tschuktschen-Halbinsel) aus und schließen 
dadurch den großen Ozean im Norden ab. Als Endland ist schließlich Europa 
aufzufassen, wenn wir Eurasien als eine einheitliche kontinentale Masse 
ansehen. 

Als Zwischenländer 34 ) hat man festländische Verbindungs- 
stücke zwischen Kontinentalmassen bezeichnet, weil sie gleichzeitig 
eine trennende Schranke zwischen zwei benachbarten Meeren bilden. Die 
typische Form sehen wir in Zentralamerika, wenngleich dieses vermöge seiner 
auffallenden Abschnürung an den Enden und seines Oberflächenbaues dem 
Verkehr der zu verbindenden Erdteile wenig Anhalt bietet. Ein Zwischenland 
ist Syrien und in gewissem Sinn ganz Arabien zwischen Asien und Afrika. 
Doch können auch die Verbindungsstücke äußerer kontinentaler Glieder mit 

33 ) Precht a. a. O., 10. — 34 ) Precht, a. a. 0., 8. 



Bach II. Physikalische Geographie. Kapitel 1. l>ic Brdoberfläche. 

dem Rumpf des Erdteils Zwischenlande! bilden. Je nach der eigenen Ab* 
gliederung des Zwischenlandes wird man dieses den Gliedern oder dem Rumpfe 
des Kontinentes beizählen müssen. Finland und Frankreich betrachten 
wii als Zwischenländer, jenes isl ein Glied, Frankreich ein ftumpfteil Europas. 
Verschmälert Bich 'las Zwischenland im Verhältnis der benachbarten 
Gebiete beträchtlich, so spricht man von Landengen oder Isthmen. Sie 
haben als verhältnismäßig leicht zu überwindende Naturschranken des Ver- 
kehrs die hervorragendste Bedeutung, und dies uni so mehr, je ausgedehntere 
Kontinentalmassen sie verbinden (Landengen von Suea und von Panama). 

II al In ii sei n nennen wir <li(> Stücke der Landmassen, welche vom 
Rumpf derselben längs ihres Umfanges mehr oder weniger deutlich durch 

Grenzen abgegliedert sind. Dies kann einmal durch Eingriffe des 
Meeres geschehen, welches die flachen Umgebungen solcher Pestlandstücke 
überflutet, wie beispielsweise .Malakka dadurch zur Halbinsel geworden ist, 
oder wie die flache Ostsee Skandinavien and die Hudson-Bai Labrador zur 
Halbinsel gemacht haben. Häufiger ist der Kall, daß kontinentale Massen 
aus «lein Rumpf herausgebrochen und in die Tiefe gesunken sind (Tafelbiüche), 
wodurch dem .Meer in der Form tief in das Land schneidender Buchten der 
Zutritt gewährt wird; Arabien, Korea Kamtschatka, die südeuropäischen 
Halbinseln, Kleinasien Bind dadurch zu Halbinseln geworden. Auf diese 
Weise können Landstüoke immer mein den ursprünglichen Zusammenhang 
mit dem Stammland verlieren. Man hat sie als abgegliederte Halbinseln 
bezeichnet. Umgekehrt kann eine Erdscholle, die einem Kontinent benach- 
bart ist, dadurch, daß sieh der Boden des trennenden Meeres hebt oder durch 
Aufschüttung trocken gelegl wird, dem letztere)) als Halbinsel angegliedert 
weiden, wie Vorderindien an Asien. - In bezug auf Größe und Gestalt, wie 
auf das Verhältnis, in welchem die meerumspülten Küsten zur festen Land- 
grenze -tehen, kommen auf der Erde die verschiedenartigsten Halbinseln 
v<>r. Abgerundete Vorsprünge des Kontinentalrumpfes, wie Westafrika oder 
das östliche Südamerika rechnen wir nicht zu den Halbinseln. Von End- 
ländern hat der Sprachgebrauch jedoch mehrere unier diese Gruppe gestellt 
(Alaska). Abei eine Halbinsel is1 ein Glied der Landmasse, an welche sie 
angeheftet ist, und muß sich daher auch nach dem plastischen Bau des Ver- 
bindungsstückeseinigermaßen leicht vom Rumpfetrennen lassen, ohne diesen 
in seiner Grundgestalt zu beeinträchtigen. Als Landgrenze ist dalier nicht 
iminei die kürzeste Verbindungslinie zwischen den Eckpunkten der einsprin- 
genden Küstenwinke] zu nehmen. Selten wird die trockene Grenze mehr als 
l / t des Gesamtumtangs der Halbinsel ausmachen, Je schmaler das ver- 
bindende Landstück im Verhältnis zur Meeresgrenze und je senkrechter 
die Aeh-. der Halbinsel gegen diese Landgrenze gerichtet ist, ein um 
so selbständigeres Glied wird sie darstellen. — Auch die gegenseitige 
Größe spielt dabei eine Rolle. Es ist also eine gewisse Summe von Merkmalen 
in Betracht zu ziehen, und daher begreiflich, wenn Zweifel übe?' die Halb- 
inselnatur einzelne] Landstücke auftauchen. 

nird dem östlichen Vorsprang Afrikas. Somali-Land, und ebenso Hinter- 
indien zuweilen der H illiinselcliarakter abgesprochen; im letzteren Fall aber doch 
mit Unrecht in Anbetracht der begrenzenden Meeresbuchten. 

Wenn da- Verbindungsstück zwischen Halbinsel und Kontinent zur 
Landenge wird, so erscheint der Ausdruck einer Fastinsel (wie z. B. bei 
der Krim) kein ungerechtfertigter. — Weitaus der halbinselreichste Kon- 



§ 124. Die kontinentale Gliederung. — § 125, Das Maß derselben. 279 

tinent ist, Eurasien und im besonderen Maße Europa; trotzdem würde der 
Rumpf Eurasiens nach Abtrennung sämtlicher Balbiuselglieder keine wesent- 
lich andere Gesamtgestall erhalten. Noch weil weniger ist dies bei den andern 
Kontinenten der Fall. Nur Europa allein würde in solchem Falle zur Gestalt 
eines dreieckigen Endlandee zusammenschrumpfen, das mit dem jetzigen 
Kidteil wenig Ähnlichkeit mehr hätte. 

Die Inseln. Es ist nach dem Obigen klar, daß die völlig von Wasser 

umgebenen Landstücke, welche sich in der Nähe größerer Landmassen be- 
finden, sich von den Halbinseln vielfach nur durch den Grad der Abglie- 
derung unterscheiden. Sie sind in der Mehrzahl durch Überflutung oder 
völlige Zerstörung verbindender Landbrücken zu Inseln geworden. Zahl- 
reiche Inseln würden durch einen geringen Rückzug des Meeres wieder land- 
lest weiden. Als unselbständige Inseln müssen die längs der Meeresküsten 
aufgereihten „Küsteninseln" angesehen werden, welche bei ihrer Kleinheit 
daher auf Übersichtskarten zum großen Teile verschwinden. Fast alle größeren 
Inseln lassen sich als Bruchstücke benachbarter Kontinente nachweisen, sei 
es, daß sie wie Großbritannien und Irland noch auf dem Sims der Konti- 
nentaltafel oder dem Schelf (S. 272) ruhen, sei es, daß sie durch tiefere Ein- 
senkungen des Kontinentalabhanges von ihnen abgerückt erscheinen. Man 
nennt sie daher „Kontinentalinseln"; unter ihnen bilden die Küsten- 
inseln also nur eine untergeordnete Gruppe. Demgegenüber fehlt den echto- 
zeani sehen Inseln dieser nähere Zusammenhang, sie ragen auf isolierten 
unterseeischen Erhebungen empor und pflegen selten eine ansehnliche 
Größe zu haben. Auch sie können wieder von Küsteninseln begleitet sein. 
Näheres in § 189—194. _ 

Es gibt unter den Kontinentalinseln nur eine, welche den großen Halbinsel- 
gliedern Asiens an Größe gleichkommt: Grönland (2200000 qkm); nur 5, welche 
den Gliedern Europas entsprechen: Neuguinea (785000), Borneo (734000), Mada- 
gaskar (592000), Baffinsland (600000), Sumatra (421000), und weitere 11 von mehr 
als 100000 qkm. Der Gesamtheit der Inseln kann (von unbekannten polaren Ge- 
bieten abgesehen) ein Areal von 9, 7 Mill. qkm gegeben werden 35 ). Die Gesamt- 
fläche entspricht also etwa derjenigen Europas. 

§ 125. Das Maß der horizontalen Gliederung 36 ). Es ist noch ein Rest 
aus den Zeiten, in denen unsere Kalten sich fast ganz auf Wiedergabe der 
horizontalen Umrisse beschiänkten, wenn man auf Feststellung eines ziffern- 
mäßigen Ausdrucks für die größere oder geringer Vielgestaltigkeit eines 
von nassen Grenzen abgeschlossenen Erdraums so gioßen Wert legt, wie dies 
neuerdings wieder geschieht. Übrigens ist klar, daß diese Frage nur ein 
Spezialfall für einen irgendwie begrenzten Eidraum ist. Alle zu schildernden 
Methoden lassen sich z. B. ebenso auf ein von politischen Grenzen umschlos- 
senes Staatsgebiet anwenden und gehören daher, streng genommen, in das 
Kapitel einer eigenen Grenzlehre. Indessen berührt dies Lehrbuch viele 
allgemeine Fragen nur an der Hand bestimmter Fälle, die sich zur Erläuterung 
besonders eignen. 

1. Die anschaulichste Methode zur Bestimmung der horizontalen 
Gliederung besteht in dem Vergleich des Flächeninhalts der Glieder 
eines Erdraums mit dem seines Rumpfes. Denn zunächst gehört 

35 ) Wagner, 1895, a. a. O. S. 711. — 3a ) Penck I, Morphologie 1894 (117 
bis 124), woselbst auch Literatur über alle älteren Versuche, die Gliederung zu messen; 
berichtigte Zahlen gibt Penck in Scobels Geogr. Handb., 5. Aufl., 1909, 1, 122—124. 



Buch [I. Physikalische Geographie. Kapitel 1 Die Erdoberfläche. 

Wirkung eines Landatücka auf Klima und als Boden für die Ausbreitung 
von Organismen und den menschlichen Verkehr eine gewisse zu den Nach- 
gebieten in Beziehung stehende Größe, Dabei isi in jenem Verhältnis 
der Flachen die Bedeutung ausgedrückt-, welche die randlichen Teile odei 
Giiedei füi Erweiterung solche] Wirkungen eines Kontinentes oder son- 
Landes besit 

I» S I ra -km liegt hierbei in «Irr Entscheidung, ob wir es mit einem zum 
Rumpfe gehörenden Endland oder einer Balbinsel bu tun haben, was nur durch 
eine Betrachtung des inneren Baues gelöst werden kann, Bodann aber in der 
rieht . enaung dei Ealbinsebx Doch spielt letzterer Punkt für das Gesamt- 

nis k« im nreeentliche Holle, da man in allen Fallen nur auf abgerundete 
Zahlen abfielen wird, Wichtig i-t. daß dies Verfahren gestattet, die In 
gleiohieitig mit ai> Glieder in Berechnung zu ziehen; jedooh erheischt 
die Pragi dei Zugehörigkeit dieser <>der jener Insel oder Inselgruppe zu einem be- 
nachbarten Pestland nicht selten eine schwel zu treffende Entscheidung. Den 
näheren Nachweis über diese Punkte den entsprechenden Abschnitten des 
Landerkunde vorbehaltend, nehmen \\ii für * I i • - kontinentale Gliederung folgend. 
Verhältnisse an (in Mill. qkm): 

















Qlitdei 






1 l&cho 


Halbinseln 


Inseln 


Iiniii]>f 


Glieder 


Proz. 


Burasien 




54»„ 


L0, e< 


3,4. 


40, 06 


1^-09 


26 


Euro] 






-'•: 


II.- 


6, M 


3, , . 


34,, 


l 




n.,. 


7 


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33, 6< 


10„4 


24 


\"T<1 uut-nk 


i 


24, 


2.« 


' 


I7„ s 


6,1« 


25, 6 


| im • 


Sinn 


-:;.,) 


iL. 


(3„) 


(",„) 


(5,77) 


(2ö,„) 


Australien 




v 


0,41 


' -an 


7,18 


1,72 


19 


Afrika 









o, M 


29, 20 


0,62 


2 M 


rika 




IT.:. 


o,«. 41 ) 


0». 


IT. 58 


0, 6o 


'., 



Wahrend also bei Buropa l /a dei Gesamtfläche auf die Glieder ent- 
fällt, bei Asien und Nordamerika etwa l /«i bei Australien l / 5 , verschwinden 
elben bei Afrika und Südamerika. Freilich, wenn man (Mieder als Be- 
reicherungen dei Kontinente auffal.it. bo geben auch diese Zahlen v.. T. eine 
he Anschauung, weil sie uns nichts über ihre Laue aussagen. Wie groß 
Ist dei Unterschied hierin zwischen Asien und Nordamerika. Dort sind 
alle Halbinseln und Cnseln auf der äquatorialen Süd- und Ostseite ge- 
. hier Bind sie zum weitaus größten Teil der unwirtlichen polaren Seite 
zugekehrt. 

2. Die Zugänglichkeil des Innern der Kontinente wird durch die 
timmung der mittleren Meerferne gleichfalls bis zu einem gewissen 
le zur Anschauung gebracb.1 ,B ). Bei dieser .Methode sucht man die 

Einschließlich des entschieden zu den Gliedern Europas zu rechnenden 
henlandes Pinland; Penck erhält ohne Finland für Europas Glieder nur 27% 
(a. a. < » 1909, LS trüber den früheren Auflagen sind beim Inselareal Europas. 

dem jetzt 750000 n werden, die späteren Arealberechnungen für Spitz 

n und Franz-Joseph-Land mit 86400 'i k,n statt früher 120000 <]km eingestellt 
_ . P< t. Mitteil 1904, 8. -"»6). — 38 ) Einschließlich Hinterindien. — 39 ) Einschließ- 
lich Neu-Schottland, Melville, Boothia, Balbinsel Alaska (nicht das Territorium) 
und Kenai, wejehe Glieder auszuschließen (Penck, Morphologie I, 120) keine Ver- 
as ist I. ' 'i • I rag< . ob es sioh vom morphologischen Standpunkt 
itralamerikfl (763000 qk«n) und Westindien (238000qkm) zu Nordamerika 
zu stellen. Ohne diese Gebiete wird indessen das Verhältnis von Rumpfund Gliedern 
I» i Nordamerika wenig geändert u ) Einschließlich des Isthmus von Darien bis 
zur L on Panama. — l -> VergL K. Rohrbach, Über mittlere Grenz- 
gr. .Mitteil. 1890 mit Tafeln), und Penok (I. 123). 



§ 12"). Das Mafi der horizontalen Gliederung. 281 

Landflächen durch Kurven gleichen Grenzabstandes in Zonen einzuteilen 
und, indem man die Flächen der Letztern planimetrisch ausmißt, auf dein 
gleichen graphischen Wege wie bei der hypsographischen Kurve (S. 272) 
den mittleren Gxenzabstand des betreffenden Landes zu bestimmen. 

Diese Zahlen geben an sich noch wenig Anschauung (da sie selbstverständlich 
bei kleinen Flächen klein, bei großen groß sind). Bezeichnet man die Areale, welche 
keinen größeren Küstenabstand als den mittleren haben, als „küstennahe'", die 
anderen als „küstenfeme", so erhält man folgende Übersicht in Prozenten 43 ): 





Mittlerer Küsten- 


Küstennahe 


Küstenferne 




Abstand 




Gebiete 


Europa 


340 k "' 


62% 


38% 


Asien 


780.. 


61 „ 


39., 


Nordamerika 


470.. 


58 „ 


42 „ 


Südamerika 


ÖÖO „ 


56 „ 


44 „ 


Australien 


:$.-)0 „ 


55 „ 


45 ., 


Afrika 


670,, 


53 „ 


47 „ 



3. Mit Vorliebe hat man das Maß der horizontalen Gliederung auch 
dadurch zu erläutern gesucht, daß man die Küsten- (Grenz-) Länge eines 
Gebietes zu seinem Flächeninhalt in Beziehung gesetzt hat, 
um somit die Küsten- (Grenz-) Entwicklung zu bestimmen. Dies kann 
logisch nicht wohl unmittelbar geschehen, weil man nur geometrische Gebilde 
derselben Gattung vergleichen kann. Anders, wenn man die Küsten- (Grenz-) 
Länge (X) eines Landes mit dem Umfang einer Figur vergleicht, welche bei 
gleichem Flächeninhalt [F.) den kleinsten Umfang (U) besitzt. Dies ist in 
der Ebene der Kreis, auf der Kugel die Kugelkappe. Bei Landflächen bis 
zu 1 Mill. qkm genügt meist die Bestimmung des Minimalumfangs aus dem 
Kreis"). 

Wenn es sich für uns auch jetzt nur um die rohe Umrißlinie der Kon- 
tinente, nicht um die Küstengliederung im einzelnen handelt (§ 184 und 185), 
so leiden doch auch in dieser Beschränkung alle Versuche an der großen 
Schwierigkeit, diese Umrißlinie zu bestimmen (vergl. S. 249), Bedingung 

*») Nach Rohrbach a. a. O., 84 u. 91; Penck (1909, p. 124) gibt etwas ab- 
weichende Werte und wie Pvohrbach auch solche für Abstufungen der Meerfernen 
von 0— 250km, 250 — 500 km, 500— 1000km usf. — 44 ) Der Umfang des Kreises (U), 
welcher mit einem Gebiet gleichen Flächeninhalt (F) hat, findet sich leicht aus der 
Gleichling r- n = F oder 4 r 2 n 2 = 4 nF zu 

U = 2 r n = yinF. (1) 

Die Kugelkappe ist an Flächeninhalt bekanntlich gleich dem mit ihrer Sehne (a) 
gezogenen Kreise (vergl. S. 225), also F = a 2 n. Ist r der Radius des zugehörigen 
Grenzkreises, h die Höhe der Kugelkappe, /.' der Erdradius und = 4 R 2 n die 
Erdkugeloberfläche (= 510 Mill. qkm), so ist nach bekannten geometrischen Be- 
ziehungen 

r t = rt 2_ ;,2 UIu] a i ^ /, . 2 l; (oder h = a 2 :2 R), folglich 



oder 4 n 1 r = 4 ri 1 a 2 ( - --„-- 



(\-w) 

wird nun a i n=F und 4 /.'- n = eingesetzt, so ist 

v = V4 ? ? = }A Äi i-(i-D = y*~* f . y~ - 







(2) 



Der erste Faktor entspricht nach (1) dem Umfang des Kreises (r) ; man kann also 
leicht aus dem zweiten Faktor schließen, von welcher Grenze an man diesen letzteren 
ganz vernachlässigen darf. Ist F = 1 Mill. qkm, so ist — F= 509 Mill. qkm, 
also der zweite Faktor (509: 510) von 1 wenig verschieden. 



Bach II. Physikalische (Geographie. Kapitc] I. Die Erdoberfläche. 

i>t also, dutf man aie auf Karten gleichen Maßstabes und womöglich auf 
solchen, die von demselben Kartographen gezeichnet Bind, aueniißt, indem 
dann die Qeneralisation eiemlich gleichmäßig durchgeführt Bein wird. Ersl 
auf diese Weise erhält man untereinander vergleichbare Zahlen. Es kann 
daher Dicht vn w andei n. wnin alle Autoren /u recht verschiedenen Resul- 
taten gekommen Bind. Eine neuere Berechnung der rohen Küstenlänge (L)* r> ) 
ergibt folg« 1 de Zahl» n : 





nin)i»lt 




Kleinster 


Roh« KfW. 


KUstenfltitwicV 




Ikllilp! 


i ohne 


Irwin 


Umfang V 


lange / 


lung V : f. 


Nordamerika 


-•«... 


Mill. 


qkm 


15600 km 


75500 km 


1:4., 


Buxaaieo 


.".. 






23960 .. 


107800 ,. 


L:4„ 


KlUupA 








L0700 .. 


37200 .. "\ 


Lf3, a 




Hi . 






21000 .. 


70600 .. 


1 : :;., 


klien 


"•« 






9700 .. 


19600 .. 


1 : 2, 


Sfidamei ika 


IT... 






1 1600 .. 


28700 .. 


1 : 2,o 


Afrika 


29„ 






L8600 .. 


30600 .. 


1:1.« 



Die Küstenentwicklung Nordamerikas ist also /. B. ungefähr 2% mal 
•>L5 als die der drei südlichen Kontinente. Die Methode gestattel die 
der Inseln ni( Tit. 



jj IM. Die Gliederung fler Ozeane 47 ). Die Umrandung der großen 
Meeresbecken ist durch die Gestadelinie der Kontinente gegeben. Wo zwei 
oder mehrere offene Stücke derselben in buhlen Winkeln zusammenstoßen, 
entsteht dir Meeresbucht oder der Meerbusen. Wo dagegen Stücke der 
andsränder sich zu Back- oder schiauchartigen (Gebilden zusammen- 
Bchließen odei Bie an ihren mehr oder weniger zusammengebogenen Enden 
durch [nselkränze verbunden weiden, gliedern sich Nebenmeere ab. Meer- 
busen und Nebenmeere entsprechen also in gewiss« m Sinn bei der ozeanischen 
Gliederung dem, was man l>ei der kontinentalen als Halbinseln und Inseln 
zu bezeichnen pflegt, und zwar gehören im allgemeinen die Meerbusen zu 
den angegliederten, die Nebenmeere zu den abgegliederten Meeresteilen. 

Was zunächst die Meerbusen betrifft . bo bedarf es eines Blickes 
in die Tiefe des Meeres, um zu erkennen, ob wir es bierbei in Walubeit mit 
seitlichen Erweiterungen der großen Ozeanbecken zu tun haben oder nicht. 
Wie die meisten Halbinseln durch eine Senkung d< s Meeresspiegels um rund 
200™ verschwinden würden, so auch die große Mehrzahl der Ausbuchtungen 
der Gestadelinie, die man deshalb als Schelfbuchten zusammenzufassen 
geschlagen hat 4 *). Dagegen bleibt eine Minderzahl gewaltiger offener 
Meerbusen bestehen, die man zumeist den kontinentalen Endländern gegen - 
überstellen kann. In diesen nimmt die Tiefsee den weitaus größten Teil 
der Fläche ein und sie greifen our mit der innersten Umrandung auf den 
kontinentalen Sockel über. 



") Die Kästenlange Dach JVnckÜ, 121 und Scobels Handbuch 1909,1, 12:t), 
■ 1. 1 -ie auf Habenichts Wandkarten der Erdteile (im Maßstab 1:6 bezw. 1:3 Mill.) 
maß. Eine Nachmessung bei Europa auf der gleichen Karte ergab 5% mehr. 

— **) Um die Manytschniederung als Grenze anzunehmen, ist die Pencksohe 

Y..AA für Euror>as Kästenlänge am 700 km gekürzt, und diese sind Asien zugelegt. 

— *~) O. Krümme], Handbuch der Ozeanographie T, 1907, 49 ff., woselbst die 
Mehrzahl <!• > bisherigen Klassifikationen dei Meen-Maurne einer kritischen Durch- 
sicht unterzogen ward. — 48 ) Krümme] a. a. O., I, 46. 



§ 126. Die Gliederung der Ozeane. 283 

Als solche typische offene ozeanische Meerbusen springen uns der Golf 
von Guinea im W. Afrikas, der Arabische und Bengalische Meerbusen zu 
beiden Seiten der Halbinsel Vorderindien aus einer die Meerestiefen veranschau- 
lichenden Weltkarte sofort ins Auge (Atlas, Taf. 6). Ihnen reihen wich drei andere 
aus wesentlich stumpferen "Winkeln gebildet an, der Peruanische (auch Golf von 
Arica genannt) an der Westseite Südamerikas, der von Sansibar an der afrika- 
nischen Ostseite und der südaustralische. Drei weitere von erster Ordnung sind 
bis heute ohne allgemein anerkannten Namen geblieben, der Große Busen im 
s. des Endlandes Alaska (Thinkliten-Bucht ?), der westatlantische im 0. Floridas 
und der mehr keilföimig sich verjüngende Golf, der sich zwischen denSundainseln 
und Australien ostwärts einschiebt. Wer dem Meeresbecken im O. Australiens 
nicht das Kennzeichen eines Randmeeres zuerkennen will, wird auch dieses den 
großen ozeanischen Meerbusen zun ebnen. Die Formen wiederholen sich in kleinerer 
Gestalt im Golf von Vizcaya an der europäischen Westküste cde*r in den Golfen 
von Campeche und Honduras im amerikanischen Mittelmeer sowie der Graben- 
bucht von Aden im N. der »Somali-Halbinsel. Der offene, tiefe und breite Zugang 
zum benachbarten Hauptrueer ist ako das maßgebende; ob im Hintergrund der 
l'mrandung sich eine Lücke zeigt, ist von nebensächlicher Bedeutung, zumal 
letztere im morphologischen Sinn immer einer Landschwelle, dem Schelf, ange- 
hören wird. 

Je nach Umrißgestaltung oder Bodenrelief wird man noch mancherlei Unter- 
arten von Meeresbuchten unterscheiden können, die uns hier, wo wir es mit der 
großen ozeanischen Glied« ung zu tun haben, weniger beschäftigen. Selbstver- 
ständlich fehlt es nicht an Übergängen der mehr oder weniger geschlossenen Meer- 
busen zu den Nebenmeeren. Sie lassen es begreiflich erscheinen, warum manche 
derselben einen Doppelnamen führen und bald als Meer, bald als Meerbusen be- 
zeichnet werden. Das Rote Meer heißt auch der Arabische Golf, das Persische Meer 
auch Persischer Golf. 

Treten sich Gegengestade auf längere Erstreckung in mehr oder weniger 
parallelem Verlauf nahe gegenüber, so bildet sich das Kanal- oder 
Zwischenmeer, im allgemeinen eine seltenere Erscheinung im Vergleich 
mit dem häufigen Fall, daß die gegenseitige Annäherung auf Vor.'piünge 
der Landmassen beschränkt ist, die alsdann eine Meeresstraße oder eine 
Meerenge zwischen sich lassen (§ 195). 

Zwischenmeere kleinerer Ausdehnung sind „der Kanal" zwischen England 
und Frankreich, ferner Skagerrak und Kattegat, der Griechische Archipel. 
Als wirklicher Teil des Ozeans muß dagegen „der Kanal von Mozambique" 
gelten. Ähnüchen Gebilden fehlt anderwärts noch der Name überhaupt, so dem 
Kanalmeer zwischen Timor und Nordaustralien (Timor- See ?), oder dem mächtigsten 
derselben zwischen Grönland und Labrador (Labrador-Meer?). Als Straßenmeer 
kann füglich das Gewässer des arktischen Archipels im forden Amerikas bezeichnet 
werden. 

Unter dem Begriff der Neben meere faßt man alle von den Ozeanen 
durch Landvorspiünge, Halbinseln, Inseln und Inselketten schärfer ab- 
gezweigten Meeresbecken zusammen. Nur selten wird man sie als Teile des 
Ozeans ansehen können, welche durch kontinentale Landbildung von dem- 
selben abgegliedert sind, wie dies im kleineien Maßstabe längs der Küsten 
allerdings vielfach vorkommt. Zumeist handelt es sich um neugewonnene 
Erweiterungen des Ozeans. Dies ist teils durch Überflutung flacher Partien 
der Kontinentaltafel oder des Schelfs geschehen (Überspülungs- oder 
Transgressionsmeere), teils indem ursprüngliche Landschollen in die 
Tiefe sanken und damit dem eindringenden Meere größeren Kaum gewählten 



ii 11. Physikalische Geographie, Kapitel 1. Dir Erdoberfläche. 

(Einbruch- odei Ingressionsmeere) 4 '). Der Boden dei Nebenmeere 
lemnaoh im wesentlichen ein Bestandteil des Kontinentalsockels. Je 
Zahl, Breite und Tiefe der diese Nebenmeere mit dem Ozean ver- 
bindenden Meeresstraßen wird ihre Selbständigkeit eine mehr oder weniger 
vollkommene Bein. 

Wegen dei Breite dea Zugangs tragen daher einige den Namen der Golfe 
(Ralifomisoher Golf, SfcLoreni Golf) und andere wie das Neuseelandmeer zwischen 
Australien und Neuseeland gelten manchem überhaupt uicht als Nebenmeer. 

Na. Ii dem Gesagten bildet die Laue dei Nebenmeere im Verhältnis 

den kontinentalen Massen folgerichtig den obersten Einteilungsgnmd 

in Mittel- und Randmeere. Sind die Hecken eingebettet /wischen die 

großen Landmassen, die wir Kontinente nennen, so gebührt ihnen der Name 

ffittelmeeres mit Recht"). Wir haben daher in Wahrheit nur vier 

Mittelmeere auf der Knie, die zugleich die größten Nebenmeere überhaupt 

darstellen und je aus einem ganzen »System von Kin/.elbecken zusammen - 

ichsen sind. Dahin gehört das Nördliche Eismeer, mit Unrecht 

früher den Ozeanen ebenbürtig an die Seite gestellt, das Amerikanische 

Mittelmeer, das Romanisohe oder das „Mittelmeer" schlechthin im 
Sude,, unseres Kontinent» und endlich das A ust ralasiatische. In gewissem 
Sinne gehört auch da- Rote .Aleer zu dieser Gruppe. 

Deutlich sagt der Name des Ra.ndmeeres 51 ), daß sich eine Seite 
desselben an eine Außenseite eines Kontinents anlehnt. Die Vorderseite 
wird daher durch vorspringende Salbinseln oder [nselkränze vom Ozean 
getrennt, und dadurch unterscheidet sich das Randmeer vom Golf. 

In typischer Form i-t die Ostseite Asiens von vier Randmeeren begleitet. 
Auch die /.tmi Australasiatischen Mittelmeer gerechneten Becken der China See 

binesischea .Meer) und die Andamanen See (Meerbusen von Pegu) sind Rand- 
nieere. Weniger deutlieh treten sie bei Australien auf. doch sind Arafura See, 
Carpentaria Golf im X. und Baß Straße im S. als solche aufzufassen. Weniger 

prägt ist dieses Kennzeichen bei dem mächtigen Meeresbecken im 0. Australiens. 
das zwar im \(). durch Salomonen und Hebriden. im SO. durch Neuseeland scharfei 
umrandet ist, aber im S. durch ein breites Tor von bedeutender Tiefe mit den süd- 
liehen Gewässern in unmittelbarer Verbindung steht. Bei Europa gehören die 
Irisch- See und die Nordsee hierher, im Eismeer die Kara See, bei Amerika 
der St. Lorenz Golf und der Kalifornische. 

Keines der genannten Randmeere ist durch vorgelagerte Kontinental- 
en so stark in das Innere der Kontinente gerückt wie Ostsee und Hud- 
sons Hai: siesind Binnen-ßandmeere. Als flache Überspülungen niedrigen 
rafellandee hat man sie auch Pfannen meeft genannt. Auch das Persische 
Meei kann als Überflutung der unteren Stufe einer langgestreckten Tief- 
l indsmulde autgefaßt und dieser Klasse zugeordnet werden. Scheut man. aus 

Dies« sachgemäßen Bezeichnungen rühren von A. Penck her (Ausland 
669, Morphologie I, 156) und haben sich weithin eingebürgert. Es dient gewiß 
nicht znr Klärung innerhalb einer im Werden begriffenen wissenschaftlichen Nomen- 
klatur, wenn Autoren, die einen Vorschlag nicht anzunehmen geneigt sind, die- 
Konstausdrüoke im direkt entgegengesetzten Sinn anwenden. O. Krümmel 
(a. a. O. I, 41) nennt ..Ingressionsmeere" das, was wir Überspülungs- oder Pfannen- 
und mit Penck in fast wörtlicher Übersetzung hinübergreifende (sc. über den 
: oder transgredierende Meere nennen, und setzt jenen die ,. Einbruchsmeere" 
iber, die wii - i ade als Ingressionsmeere bezeichnen. — 50 ) E. Wisotzki. 
Die Klassifik ation der Mearesräume, Programm, Stettin 1883. — 6l ) Krümmel, 
Versuch einer vergleich. Morphologie der Meeresräume, Leipzig 1870. 



§ 126. Die Gliederung der Ozeane. — § 127. Die Abdachung der Landoberfläohe. 2s."» 

dieser kleinen Gruppe eine eigene Gattung von Nebenmeeren zu bilden, 
so kann man die genannten mitsamt dem Roten Meere zu der der ..kleinen 
.Mittelmeere" zusammenfassen, da aie sämtlich zwischen Kontinental 
massen eingebettet sind. 

Die Gesamtheit der Nebenmeere nimmt unter Ausschluß des ostaustralischen 

Meeres (Neuseeland See) an Fläche ca. 40 Mill. qkm ein. Hiervon entfallen (§ 203) 

Mittlere Tiefe 
auf die vier großen Mittelmeere rund 29, 5 MUL qkm rund 1380 

die vier kleineren Mittel meere .. 2., .. ,, .. 175 m 

die elf echten Randmeere (außerhalb der 

.Mittelmeere) .. 8, 5 .. .. .. WH)'- 

Summa 40, 3 Mill. qkm rund 1200 " 4 

Die geringste Erweiterung (ca. P 2 Mill. qkm) 32 ) durch Nebentnefere erfährt 
der Indische Ozean, die größte der Atlantische, dem allein drei der großen Mittel- 
meere zufallen; denn bei seiner ungleich freieren Verbindung mit dem nördlichen 
Bismeer wird man nicht umhin können, dieses als einen Teil der gewaltigen die Kon- 
t inentalmasse in zwei Hälften gliedernden Furche zu betrachten, als welche wil- 
den Atlantisehen Ozean schon erkannten. Auf diese Weise erweitert der letztere 
seine Fläche um fast 1 / 3 , der Große Ozean durch die Randmeere an seiner Ostseite 
nur um 1 / 12 , sobald wir das Ostaustralische Becken bereits als echten Bestandteil 
des Ozeans ansehen. Das Verhältnis, daß der Große Ozean so groß ist wie die 
beiden anderen zusammengenommen (§ 123), bleibt jedoch auch jetzt noch bestehen. 

Großer Ozean mit Nebenmeeren 180,! Mill. qkm mit 4030» Mitteltiefe 53 ) 

Atlantischer Ozean mit Nebenmeeren 106, ,, ,, ,, 3330"' ,, 

Indischer Ozean mit Nebenmeeren 75, ,. .. ,, 3900 m 

§ 127. Die Abdachung der Landoberfläche und die großen (iebirgs- 
gürtel. Das rinnende Wasser gibt uns im allgemeinen einen ersten Anhalts- 
punkt, um die Neigung der Festlandoberfläche von der Karte abzulesen, 
auch ohne daß sie mit Bergstrichen versehen ist. Verfolgt man nun die 
großen Ströme bis zu ihrem Ursprung oder zu den Regionen, wo die Gefäll-- 
richtung der Flußlinie wechselt, um somit Linien der großen Wasser- 
scheiden zu ziehen, so ergibt sich sofoit ein Hauptgegensatz. Fast */ 5 
der heutigen Landoberfläche dacht sich zum Ozeane ab, während der Rest, 
etwa 32 Mill. qkm, seine Gewässer in abgeschlossenen Becken sammelt. Dies 
sind die abflußlosen Gebiete oder Wannenlandschaften der Erde. 
Hier tritt nun die Eigenschaft des Atlantischen Ozeans als das großen inneren 
Meeres besonders deutlich zutage. Denn mehr als die Hälfte der trocknen 
Landfläche dacht sich demselben zu. wogegen dem Großen Ozeane nur l / 7 , 
dem Indischen nur 1 / 8 tributär sind. Man hat die Umrahmung des atlantisch- 
arktischen Gebiets als Hauptwasserscheide der Erde bezeichnet 54 ). 

Sehen wir von dem antarktischen Kontinent ab, so gliedert sich die Ab- 
dachung der Erdoberfläche (mit Einschluß der Meere) demnach etwa wie folgt 56 ); 
Pazifische Abdachung 196 Mill. qkm oder 39, 5 "„ 

Atlantische Abdachung 173, 5 .. .. „ 3ö, ,, 

Indische Abdachung 94, 5 .. .. .. 19, t .. 

Abflußlose Binnengebiete 32 ,, ., ,, 6, 4 „ 

Summa 496 Mill. qkm oder 100% . 



«) Persischer Golf (240000 qkm), Rotes Meer (440000) und Andamanen Meer 
(800000). — 53 ) Die Einstellung der Mitteltiefen für die großen Ozeane (§ 203) 
mit Einschluß der Nebenmeere erfolgt abgerundet nach E. Kossinna (a. a. O. 
Anm. 8, 69) &< v . Tillo in Pet. Mitt. 1887, 101 und 1889, 24.— 55 ) Die Areale 



Bach 11 Physikalische Geographie. Kapitel 1. Die Erdoberfläche, 

|\ erreicht also das atlantische Sammelbecken fast dasjenige tl<s 
• d. Dw abflußlosen Gebiete sind verhältnismäßig klein in Nord- 
und Südamerika (ca. je 1 Mdl. qkm), sie wachsen dagegen zu gewaltigen 
Ausdehnung längs ein«'- großen Gürtels, der sich durch Nordafrika über 
Arabien su «lein sentralasiatiscben Hochland hinzieht und die mächtige 
aralokaspische Tieflandsenke mit umfaßt. Miese Zone füllt also annähernd 
zusammen mit .hin großen Wüsten- und Steppengürte] der Erde 
(Atlas, \' ■ &). Ebenso gehört die innere Hälfte Australiens (1 Mill. qkm) 

lossen eo diesen Wannenlandschaften. Keineswegs verläuft die große 
\\ «serscheide der Erde durchweg längs der höhern Erhebungen der Erd- 
rinde. Dies ist im Grunde nur in Amerika der Fall; niedrige Bodenanschwel- 
lungen trennen vielmehr durchschnittlich die Bjnnengebiete der Alten Welt 

Australiens von den dem Ozean zugeneigten Flächen. 
Dagegen tritt uns ein anderer wichtiger Gegensatz aus der Gebirgs- 
dei Kuh- entgegen. Fast alle größern und höhern Gebirgs- 
ketten ordnen -ich nnschwei einem doppelten Gürtel unter. Der 
eine bildet die gesamte Qmkränzung des Großen Ozeans, und zwar in ge- 
schlossenem Verlauf längs der Westseite ^-^ amerikanischen Kontinents, 
d [nselgirlanden aufgelöst auf der Ostseite der alten Landfeste. 
Hiei läßt sich derselbe über Neuguinea bis Neuseeland verfolgen. Der andere 
Gürtel r-t fast Benkrecht auf den ersten gestellt. Ihm gehören die Gebirge 
der Antillen und von Venezuela an. und innerhalb der Alten Welt setzt er 
frich in ununterbrochener Folge eines westöstlichen Verlaufs aus dem nord- 
afrikanischen Atlas, den Gebirgen Südeuropas und Vorderasiens nebst Tien- 
schan und Himalaja zusammen, his er in Hinterindien streng nach Süden 
umbiegt und längs der Sundainseln sich dem großen pazifischen Gürtelanschart. 

Hiei Bind wir gezwungen, die bloße Anschauung der Erdkarte, die 
uns bisher die groben Züge des Erdantlitzes kennen lehrte, zu unterbrechen. 
Es bedarf erst einiger Winke über den inneren Aufbau der Erdrinde,, um 
den Zusammenhang zwischen dem Material und den Einzelformen der Land- 
oberfläche zu verstehen. Dann erst lassen sich die Gebiete außerhalb beider 
Zonen junger Ket bengebirge in verständlicher Weise zu großen Einheiten 
immenfassen, bei denen Plastik und gleichartiger Bau zugleich zur Geltung 
kommen. 

der Landabdachungen sind hier nach R. Fritz8oh.es Berechnungen (Niederschläge, 

Abfloß und Verdunstung a. d. Landflächen der Erde, Diss. Halle ]90ß, Tab. III, 

ml" nommen und den obigen Arealen der Ozeane hinzugefügt. Vergl. die Karte 

[ei Erde in flächentreuer Projektion in Berghaus, Phys. Atlas. 

Abt, 11, Tal 1. 



Einleitung. 281 



Kapitel II. Das Festland. 

I. Innerer Aufbau der Erdrinde. 

Einleitung. Das Antlitz der Erde mit seinen Vollformen und 
Hohl formen, seinen Höhen und Tiefen, Ebenen und Gebirgen, wie sie 
sich in den Großformen sowohl der Landfläche als des Meeresbodens kund- 
geben, verdankt seit Bildung eines festeren Erdballs mit der ganzen Mannig- 
faltigkeit der ihnen, den Großformen, aufgelagerten Kleinformen seine 
Ausgestaltung zwei verschiedenartigen Kräften. Der Rohbau wird durch 
solche von innen heraus wirkende sog. endogene Kräfte 1 ) gezimmert, 
die Ausgestaltung im einzelnen durch solche von außen wirkende sog. exogene. 
Wir werden uns zunächst mit dem inneren Aufbau der Erdrinde eingehender 
beschäftigen, um erst nachmals die Vorgänge zu erörtern, die durch Sonnen- 
bestrahlung, Wind und Niederschläge, fließende Gewässer und Eisströme 
usf. die Modellierung der aus dem Rohbau hervorgegangenen Großformen 
hervorrufen und im wesentlichen in den Kleinformen der Landoberfläche, 
wie Täler, Wannen, Küsten-, Berg- und Gipfelformen zutage treten. 

Aber es gilt sich gleich anfangs zu vergegenwärtigen, daß durch die 
Summation der an der Außenseite vor sich gehenden Umlagerung des Erd- 
reichs, seiner Abtragung von der einen Stelle und Wiederauflagerung an 
anderen weite Regionen eilte Oberflächengestaltung erfahren haben, die 
vielfach den tektonischen Grundbau völlig verdeckt. Die äußeren morpho- 
logischen Formen, wie man sie heute gern im Gegensatz zu den tekto- 
nischen Formen bezeichnet, sind es, welche den Geographen in erster Linie 
beschäftigen, da er ihre Wirkungen auf die beweglichen Elemente der Erd- 
oberfläche, vor allem Pflanzen, Tiere und Menschenverbreitung, zu verfolgen 
hat, In der richtigen Erkenntnis der Entstehung morphologischer Formen 
stehen wir erst im Anfang. Wir müssen uns daher heute noch vielfach bei 
Beschreibung des Erdantlitzes in seiner Mannigfaltigkeit an die tektonischen 
Formen halten. 

Nun ist keine Frage, daß beim Verfolg der Tektonik die Nachbarwissenschaft 
der Geologie, die in der Aufstellung der Entwicklungsgeschichte der Erde ihre Haupt- 
aufgabe sieht, uns die unmittelbare Führerin sein muß. Wie sich dieselbe verhältnis- 
mäßig erst spät mit dem Aufbau der Flachländer und der oberflächlichen Boden- 
bedeckung überhaupt beschäftigt hat, so ist sie den Fragen über die Entstehung 
morphologischer Formen, jedenfalls innerhalb der europäischen Wissenschaft, nur 
zögernd nähergetreten. Das ist mit die Veranlassung geworden, daß die aus geo- 
logischer Schule hervorgegangenen Geographen der jüngeren Generation, nament- 
lich innerhalb Deutschlands, mit besonderem Eifer sich der Morphologie der Erd- 
oberfläche zuwandten, beeinflußt durch die Amerikaner, bei denen die letztere als 
ein unmittelbares Arbeitsgebiet der Geologen gut. So ist diese Morphologie ein 
umstrittenes Grenzgebiet zwischen Geologie und Geographie geworden. Wie man 

x ) J. Solch schlägt für diese Fremdwörter die Ausdrücke „innenbürtig" 
und „außenbürtig" vor. (Kendes Handb. d. geogr. Wiss. 1914, 133). 



Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel II. Pas Festland. 

den Geographen mit Recht entgegenhält, daß die Bildung auch Mieser Formen niohl 
dIiiic ilic gründlichsten geologischen Vorkenntnisse verfolg! werden kann, so wird 
in. m die Geologen daran erinnern dürfen, duli auch sie vielfaoh den echt geographi' 
sehen Faktoren, die bei dieser Bildung maßgebend gewesen oder heute noch sind. 
vor allem den klimatologischen, I >i -ii< i eu geringes Verständnis entgegenbringen*). 

S 128. ßestetnsblldung*). Unter der großen Mannigfaltigkeit vor- 
kommender Mineralien interessieren den Geographen einerseits die gebirgs- 
bildenden FeLsarten mit ihren Verwitterungsprodukten, andrerseits die 

nutzl'.tien Mineialien. Für jel/.l halten wir es nur mit erstem ZU tun, 

die wii schlechtweg als „Gesteine" bezeichnen. Zu ihnen gehören alle die 
Bildungen, <lie durch ihre Ausbreitung und Mächtigkeit sich in bervqrragendem 

• .im Gesamtbau dei Brdrinde beteiligen. 

I. Aul" vierfache Art sehen wir unter unsern Augen neue „Gesteine! 1 
sich bilden. Einerseits quellen feuerflüssige Massen aus tätigen Vulkanen 
hervor, um im Laute von Jahren langsam zu erkalten und zu erstarren, an- 
drerseits schichten sich auf mechanischem Wege von Wind oder strö- 
mendem Wassei zusammengetragene Staubteilchen, vulkanische 
Aschen, Schlamm und Sandmassen, Gerolle und Geschiebe aufeinander, all- 
mählich sich verschiebend und verfestigend. Oder es schlauen sich drittens 
die im Wassei chemisch L. r <'l <"»si en Bestandteile wie Salze, Kalke. Kiesel- 
saure, nieder. Dies geschieht im Meer zum großen Teil mittelbar unter Mit- 
wirktang \<>n Organismen; organogene Gesteine nennen wir daher 
diese vierte Gattung von Gesteinsbildungen. Ungemein bedeutend muß die 
Anhäufuni: am Meeresboden durch die absterbenden Reste der Milliarden 
kleine] und großer Sediere sein, welche einem Regen gleich unausgesetzt auf 
jenen herabsinken, auf diesem Wege aber z. T. beträchtlichen Umbildungen 
und Zersetzungen unterliegen. Dazu tritt im Meer der Aufhau der Korallen- 
Felsen durch lebende und höher organisierte Tiere und auf dem Lande das 
Anwachsen de- Torfbodens durch absterbende Pflanzenrests. 

Genau die gleichen leicht überschaubaren Vorgänge haben in Iniheren 
Zeiten der Erdgeschichte die Felsarten gebildet, die uns jetzt meist zu außer- 
ordentlicher Häite erstarrt oder verfestigt in großer Mannigfaltigkeit der 
mineralogischen Zusammensetzung, Struktur und Lagerung entgegentreten. 
Je äitei sie sind, um so mehr müssen sie daneben jenen Umgestaltungen aus- 

• /,\ gewesen sein, welche bei Berührung mit feuerflüssigen oder äußerst 
erhitzten Gesteinen oder bei gewaltigem Druck aul chemischem oder mecha- 
nischem Wege unvermeidlich sind (metamorphosierte Gesteine). Der 
Bauptgegensatz besteht also bei den gesteinsbildenden Felsarten, zu denen 
in. in selbstverständlich auch alle die lockren Bodenbedeckungen, wie Dünen- 
sand, b"b. Bergschutt und eiszeitliches „Geschiebe" zu rechnen hat. darin, 
daß die einen ihren Ursprung aus dem Hrdinnern herleiten, die andern sich 
durch Anwachsen von äußren Auflagerungen bilden. 

-. Ausbruchs- oder Eruptivgesteine.. Man nennt die aus dem 
Brdtnnem hervorquellenden oder ausgeworfenen .Massen Eruptiv- oder 
A us bi uchsgesteine (Durchbruchsgesteine), für welche es kennzeichnend isl . 
daß auf den von ihnen durchbrochenen Gesteinen auflagern. 

*) Nähere« im literarischen Wegweiser zum Abschnitt V. Die Geländeformen 
-. ii. $ 150. — : ) .loh. Walther, Lithogenesifl der Gegenwart, 1804; Löwl, die. 
insbildenden Feisatten, 1803; F. Rinne, Praktische Gesteinskunde, 5. Aufl., 
Hannover 1920: ff. Weinschenk, Gesteinsbfldende Mineralien, 2. Aufl.. 1907. 



§ I2S. Geeteinsbildung. 289 

Solche sind in allen Zeitaltern hervorgedrungen und ihre verschiedene 
mineralogische Zusammensetzung — Ausbruchsgesteine bestehen stets aus zahl- 
reichen, durch ein Bindemittel verkitteten Kristallen — muß, wie es scheint, nicht 
so sehr auf das Alter ihrer Entstehung an sich als auf den Umstand, daß die älteren 
in weit größerer Tiefe langsam erstarrt sind, zurückgeführt werden. 

Irgendwelche Druckkiäfte, vielleicht durch das Hei absinken einzelner 
Schollen der Erdrinde auf das darunter befindliche Magma hervorgerufen, 
haben die eruptiven Massen an Stellen, an denen die Eidrinde schwächeren 
Widerstand bot wie am Rande und in den Rissen jener Schollen empor- 
gepreßt. Diese Gesteine treten daher in den älteren Perioden fast allein in 
der Form von schmalen, langgestreckten Gängen und Spaltausfüllungen oder 
in Stöcken mit mehr oder weniger kreisrundem Querschnitt auf, hier und 
da von dem Stock sich seitwärts zwischen die Schichten der begrenzenden 
Gesteine einschiebend und dort also linsenförmige Körper (sog. Lakkolithen) 
bildend. Wir würden von diesen älteren Ausbruchsgesteinen nur selten etwas 
erfahren, wären sie nicht durch die Abtragung der sie überdeckenden Gesteine 
in zahlreichen Fällen aufgeschlossen und bloßgelegt. Die jüngeren Eruptiv- 
j> Meine haben meist das überdeckende Erdreich völlig durchbrochen und 
•sich dann dachförmig in Strömen oder deckenförmig nach allen Seiten 
hin über dasselbe ausgebreitet. Das Gleiche kann man noch an den heutigen 
Vulkanen mit ihren Lavaergüssen beobachten. 

Die einzelnen Eruptivgesteine dringen zugleich als derbe Massen hervor, 
in denen kein Wechsel der Lagerung zu beobachten ist. weshalb man sie als 
.Massengesteine bezeichnet. Allerdings haben einige wie z. B. der Granit 
die Eigentümlichkeit, in mächtigen Bänken zu zerklüften, welche dann bei 
der Verwitterung, die in senkrechten Spalten zuerst beginnt, auf dem Rücken 
des festen Granitstocks große Steinpolster zurücklassen. Der Basalt zer- 
klüftet ähnlich in sechskantigen Säulen bei der Erstarrung, aber eigentliche 
Schichtung in Form horizontaler Schichtungsflächen fehlt ihnen ihrem Ursprung 
gemäß . 

3. Absatz- oder Sedimentgesteine. Ganz anders geht die Bil- 
dung derjenigen Gesteine vor sich, die an der Außenseite der festen Erd- 
oberfläche, sei es auf dem trockenen Festland durch den Wind zusammen- 
getragen, also „subäerisch", sei es unter Wasser durch fortgesetzte Auf- 
lagerung neu aus der Ferne zugeführter Stoffe entstehen, die Sediment- 
oder Absatzgesteine. Weitaus die Mehrzahl derselben zeigt deutliche 
Schichtung, weshalb sich der etwas engere Name Schichtengesteine 
gegenüber dem der Massengesteine eingebürgert hat. Dünen werden zumeist 
nur zu mächtigen Sandhaufen ohne »Schichtung zusammengeweht, die Ab- 
lagerung in dünnen oder dickeren Schichten hebt sich im übrigen durch 
Wechsel der Färbungen oder auch des Materials der Absätze ab, welcher aus 
der periodisch wechselnden Zufuhr der letzteren heriührt. 

So lösen sich hellere Sand- und dunklere Schlammlagen im Sediment der 
Flüsse ab; es müssen, um ein leicht zu beobachtendes Beispiel herauszugreifen, 
auf Perioden ausschließlicher Ablagerung von kalkbildenden Foraminiferengehäusen, 
wie sie die weiße Schreibkreide zusammensetzen, andere gefolgt sein, in denen auf 
den nämlichen Meeresboden vorwiegend Reste von Kieselschwämmen und Radio- 
larien herabsanken, die chemisch zu harten Feuersteinknollen umgewandelt nun 
die zwischengelagerten Bänke im Kreidefelsen bilden. 

Die meisten Schichtengesteine sind auf mechanischem Wege als sog. 
klastische Gesteine oder Trümmergesteine entstanden. Solche sind, 
wie Sande, Gerolle, flachgerundete „Geschiebe" reine Oberflächenbildungcn. 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 19 



290 Buoh 11. Physikalisahe Geographie. Kapital II. Das hYstland. 

Zu Felsgesteinen werden Bie erst durch ein verkittendes Bindemittel. Das 
i bein, das unter losen Schutl und Geröllmassen hervorschaut, 

nennen wu das „anstehende Gestein". Sand- und Tongesteine ent- 
halten meist nur feinkörniges Material von Quarzkörnero bezw. kieselsaurer 
Tonerde und lagerten -ich im ruhigen Wasser ah oder verdanken, wenn auf 
dem t rockenen Lande entstanden, zusammentragenden Winden ihren Ursprung. 
Smd gröbere Geschiebe und Gerolle verkittet, bo bezeichnel man dir Gebilde 
als Konglomera t e. Sie sind aus Schuttmassen entstanden, welche mächtige 
Ströme dem Strande einstiger Meere zugeführt haben, und daher leicht als 
Strandbildungen zu kennzeichnen. Ungleich schwieriger ist es, bei See- 
und Afeeresablagerungen zu entscheiden, ob man es mit Flach- oder Tief- 

Beebildungen EU tun hat. tn erste] Linie sind hierbei die eingeschlossenen 

lien maßgebend, keineswegs etwa die Pieke der abgelauerten Schicht. 
wie man BS m Laienkreisen oft annimmt (s. u.). 

Die Schwierigkeit liegt in der Frage, ob gewisse Tiere, deren beste ans er- 
halten sind, in der Tat durchweg mir als Tiefseebewohner existieren können, oder 
ob sie sich nicht im Laufe der, Jahrtausende andern Lebensbedingungen anzupassen 
vermögen. Dieser Punkt ist auch von besonderer Wichtigkeit in betreff der Orga- 
nismen, welche als ursprüngliofa eohl marine auch in allmählich schwach salzigen 
im sog. Brackwasser fortleben, um dann im Laufe von Generationen 
selbst vor dem Süßwasser nicht völlig zurückzuweichen. Im allgemeinen ist aber 
die echt marine Fauna von der lakustreii. d. h. die Mcerablagerung von der Süß- 
wasser- bezw. Binnenseeablagerung deutlich zu unterscheiden. Die Reste fehlen 
jedoch nicht selten, und man muß von anderen Kennzeichen ausgehen. Ohne auf 
diese sc h wierigen Punkte hier näher einzugehen, mag nur darauf hingewiesen werden. 
daß man neuerdings besonders Sand- und Tongesteinsbildungen als „kontinentale", 
d. h. durch Flußanschwemmungen oder Windablagerungen erzeugte zu betrachten 
geneigt ist, welche man bisher ausschließlich als solche marinen Ursprungs ansah. 

Bndlich ißi noch wichtig, sich zu vergegenwärtigen, daß das Material 
zur Bildung jedes Sedimentgesteins, soweit es sich nicht um Niederschläge 
von reinen Meeresbildungen organischer Natur handelt, selbstverständlich 
stets den mehr oder weniger benachbarten Kontinentalgebieten entnommen 
sein muß. Die gewaltigen Ablagerungen, die uns in den Sedimenten begegnen, 
lassen uns also auf die Größe der Abwaschung und Abtragung mittelbar 
schließen, welche bereits trockengelegte und zu Gebirgen und Hochländern 
aufgerichtete Landgebiete in den verschiedenen Zeitaltern erfahren haben 
müssen, um das Material zu Neubildungen abzugeben. 

§ 12». Gesteinslagerung 4 ). Die Dicke oder „Mächtigkeit" der Einzel- 
BChlcht, wie einer Schichtengruppe, ist eine außerordentlich verschiedene. 
Sie steigt nicht selten auf Hunderte von Metern und zeigt dadurch, welche 
gewaltigen Zeiträume zu ihrer Ablagerung erforderlich waren. Flachseeab- 
lagerungen von bedeutender Mächtigkeit konnten sich nur dann bilden, 
wenn der Auflagerung ein allmähliches Sinken der fraglichen Erdscholle 
nebenher ging. 

Wo keine spätere Störung der Lagenverhältnisse eingetreten ist, ruht 
die jüngere Bildung auf der altern. Man nennt das aus einheitlichem 

*) Vcr{_'l. neben den in § 116 genannten Werken der Geologie auch das für das 
Studium fremdsprachiger Literatur nützliche Werkchen von Margerie und Heim, 
„Die Dislokationen der Erdrinde", Zürich 1888 (Synonyme in 3 Sprachen); ferner 
in betreff der vielen neuern sehr mannigfaltigen Kunstausdrücke, die durch zahl- 
reiche Abbildungen bekannter Fundstätten erläutert werden, die „Grundzüge der 
tektonischen Geologie" von O. Wilckens (Jena 1912). 



§ 129. Gesteinslagerung. 291 

Material aufgebaute Einzellager ein Flötz, das Gestein, auf welchem es 
ruht, sein „Liegendes", dasjenige, welches es überdacht, sein „Hangendes", 
ihre das Flötz einschließenden Flächen die Schicht- oder Grenzflächen. 
Verjüngen sich Schichten nach einer Richtung, so „keilen sie sich aus"; 
brechen sie plötzlich an einem anderen Gestein oder an der Erdoberfläche 
ab, so zeigen sich hier ihre „Schichtenköpfe" (Fig. 63), gleichviel in welcher 
Richtung der Querschnitt die Grenzflächen dabei durchschneidet. 

Die Lagerung der Gesteinsmassen zu verfolgen ist nun 
(neben der verschiedenen Härte des Materials, s. §136) für den Geographen 
die erste und wichtigste Aufgabe, um die äußern Formen der 
Erdoberfläche mit dem innern Bau gedankenvoll zu ver- 
knüpfen. 

Beobachten läßt sich die Lagerung im allgemeinen nur an natürlichen oder 
künstlichen „Aufschlüssen" (Erdrutsche, Flußuferauswaschungen, Flußdurch- 
brüche, Bergstürze, Wegedurchschnitte, Steinbrüche, Tunnel usw.), also an oft weit 
voneinander entfernten Punkten, und es erfordert große Übung, den Lagerungs- 
verlauf der Gebirgsschichten hieraus für größere Strecken vermutungsweise ab- 
zuleiten 5 ). Zur Veranschaulichung ist die seitliche Ansicht unbedingtes Er- 
fordernis. Neben der Abbildung des einzelnen Aufschlusses spielen dabei 
schematische Profile oder ideale Querschnitte durch den Boden die Hauptrolle. 
Man darf beim geologischen Profil niemals vergessen, daß es im allgemeinen nicht, 
wie beim geographischen Profil, das Ergebnis wirklicher Vermessung ist, sondern 
nur die Vorstellungen seines Urhebers auf Grund von Schätzungen und Schlüssen 
wiedergibt. Auch wo es sich um genauere geologische Profile handelt, pflegt 
dasselbe meist willkürlich, also nicht nach bestimmtem Verhältnis überhöht zu sein 6 ). 
— Für unsern Zweck handelt es sich aber noch darauf hinzuweisen, daß für den 
Geographen beim Studium geologischer Literatur der Verfolg der Gesteins- 
lagerung, besonders der Richtung des Streichens und Fallens (s. u.), hervorragendes 
Interesse hat und er also Werke und Arbeiten, die diese Gesichtspunkte in den 
Vordergrund rücken, in erster Linie zu Rate zu ziehen hat. 

Der Entstehung gemäß wird die ursprüngliche Lage der Absatzgesteine 
eine annähernd horizontale oder schwebende (wie der Bergmann Flächen 
von geringerer Neigung als etwa 15° nennt) sein. Sind sie durch Bewegungen 
der Erdrinde, sog. tektonische Vorgänge, wie durch Absenkung, Auf- 
biegung, Faltung usf. in eine schiefe (geneigte) Lage gebracht, so nennt man 
sie gestört oder disloziert; mit einem bergmännischen Ausdruck bezeichnet 
man die rein wagerechte Schichtenstellung als „söhlige", die senkrechte 
als „saigere". 

Über die Stellung gestörter Schichten gibt ihr Streichen und Fallen 
Rechensshaft. Die Streichungsrichtung wird durch den Winkel bestimmt, den 
eine längs der Grenz-(Schicht-)f lache gezogene Horizontallinie (Streichungs- 
linie, Fig. 63 SS') mit der Meridianrichtung macht. Die Fallrichtung, welche 
die Neigung der Schicht gegen die Horizontalebene angeben soll, wird durch 
den Winkel gemessen, den die auf der Streichungslinie senkrecht gezogene 
Fallinie (Fig. 63 FF) mit der Horizontalebene macht. 

Zur Bestimmung beider Richtungen bedient man sich des Kompasses. 
Der bergmännische Kompaß pflegt jedoch nicht nach Graden, sondern nach Stunden 
(je 15°), und zwar widersinnig, d. h. linksherum, eingeteilt zu sein, so daß Ost und 

5 ) S. Näheres bei v. Richthofe n, Anfertigung geol. Karten und Profile in 
Neumayers Anleitung (s. oben § 116) II, 1888, 137—144, 3. Aufl. 1905 I, 225—232; 
K. Keilhack, Praktische Geologie 1896, Kap. 16—30. — 6 ) Mit Recht eifert 
v. Fritsch (Allg. Geologie 1888, 71 ff.) im Abschnitt „Geologische Profile 1 ' gegen 
die fast ausschließliche Anwendung der überhöhten Profile und ihre Folgen. 

19* 



Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel II. I>a- Pestland. 

vertauscht sind, um die Streichungsriohtung unmittelbar ablesen bu können 
wenn man die Nordsüdlinie des horizontal gehaltenen Kompasses der Streichungs- 
Ünie parallel stellt. Bin flaches Senkel, welches auf der Scheibe mit besonderer 
Kreiseinteilung einspielt, gibl alsdann bei senkreoht gehaltenem Kompaß die Fall- 
richtung an. l'm bei einer Oberfläche die Nordsüdlinie parallel der Fallrichtung 
-teilen zu können, besitzt das Kompaßgehäuse einen geeigneten Vorsprung oder ist 
mit rechtwinkligen Kanten versehen. Die Mächtigkeil der Schicht wird stets 

durch «ine .in Grenzfläche Benkrechte Linie gemessen; Das ist bei Aufschlüssen 
leicht, sobald diese die Grenzflächen annähernd senkreoht schneiden; in andern 
Fällen bedai f es einer einfachen Redukt ion, sobald man — und hierin liegt die Schwier 
i igkeit die Neigung zu isohen der verdeckten Grenzfläche und dem aufgeschlossenen 
Querschnitl unmittelbar bestimmen kann. — Verwickelter ist die Aufgabe, aus 
fertigen geologischen Karten, die uns ja den Selmitt der Grenzflächen zweier Gesteins« 
schichten oder -gruppen mit der Erdoberfläche nur in der üblichen kartographischen 
Horizontalprojektion darstellen, die Streichungsrichtung, den Fallwinke] und die 
Mächtigkeit der Lager EU berechnen. Es handelt sieh dabei freilieh immer nur um 
■ infache stereometrische Aufgaben, Dämlich Berechnung von Neigungswinkeln 

hiedener Ebenen. Die Geologen begnügen sieh meist mit rohen Schätzungen 
aller dieser Verhältnisse ?). 

Für die Beurteilung des relativen Alteis benachbarter Scb.icb.ten ist 
ihre gegenseitige Lagerung maßgebend. Gleichförmig oder konkordanl 
nennt man diese, wenn die Schichten annähernd parallel übereinander liegen' 
Die Fallrichtung änderl daran nichts (Fig. 63A). Gleichviel, ob sie sich 
horizontal ausbreiten, geneigt oder gebogen sind oder senkrecht stehen, muß 
man annehmen, daß (conkordante Schichten überhaupt nicht von späteren 

ungen betroffen sind oder gegebenenfalls von den gleichen. Anders, 
\ eiin eine Schicht sich in anderer Neigung an eine zweite Schichtenreihe 
anlehnt oder über deren Schichtenköpfe hinwegstreicht und somit die gegen - 

_•■ Lage eine ungleichförmige oder diskordante wird. In solchem 
Fall (l-'i'j. 63 \'>) wird man die an- oder überlagernde Schielst von geringerer 
Neigung oder Biegung als die jüngere ansehen müssen, die sich erst bilden 

Fig.63 A. B. 





A. Konkordanl* Lagerung 

konnte, nachdem die altere bereits gestört war. In vielen Fällen greifen jüngere 
Ablagerungen weit über ältere stark aufgefaltete oder dislozierte »Schichten 
hinüber. Man spricht dann von einer Transgression der einstigen Meere, 
aus denen sfeh jene jüngeren Schichten absetzten, und beschränkt den Aus- 
druck gern auf die Falle, wo die mittleren Bildungen der Erdrinde zwischen 
Leiden fehlen, wo also /.. l">. nach einer langen Festlandsepoche ohne Neu- 
bildungen das Meer wieder vorgedrungen ist und neue Absätze geliefert hat. 
Ü L80. l>ie Arten der Lagerungsstörungen. Obwohl die Bezeich- 
nungen für die im Profil durch Erdrindenstücke erkennbaren Dislokationen 
vielfach mit den Theorien zusammenhängen, die man über die Ursachen 

') Höchst selten begegnet man in Hand- und Lehrbüchern der Geologie 
der Behandlung dieser kartometrisohen Aufgaben. Eine Ausnahme macht 
\. Frit-eh. da (Allg. Geol. 1888, 69 70) die wichtigsten ausführlich und an- 
Bchaulicfa vorführt. 



§ ):$o. Die Arten der Lagerungsstörung. 2'.»:; 

der letzteren aufgestellt hat (§ L31), sollen zunächsl die «richtigsten Kunst- 
ausdrücke, welche hierbei in Betracht kommen, übersichtlich zusammen 
gestellt werden. Nur .soviel muß wohl vorausgeschickt werden, daß man 
unter den von innen heraus umgestaltenden Krälten zwei Hauptrichtungen 
ihrer Wirkung glaubt unterscheiden zu müssen; nämlich einmal eine radiale, 
mehr oder weniger senkrecht zur Erdoberfläche wirkende, sodann eine tan- 
gentiale, die sich durch seitwärts gerichteten Drink oder Schul) äußert. 

In dieser Hinsicht hat man seit langem zwei Haupttypen der Schichten 
Störung unterschieden, einerseits die Verwerfung oder den Bruch 
als Wirkung vorzugsweise radialer Kräfte, andererseits die Faltung, mein 
durch seitlichen Druck hervorgerufen. Seit man jedoch die sog. Epiro- 
genese, auf die wir zurückkommen (S. 303), in ihrer großen Verbreitung 
und Bedeutung erkannt hat, scheint es geboten, von der Faltung die ein- 
fache Verbiegung von Erdschollen als einen dritten Haupttypus der Dis- 
lokation hinzustellen. 

1. Bruch. Bildet sich ein Spalt im Erdreich, so gerät nicht selten 
ein ,, Flügel" des gebrochenen Rindenstücks ins Gleiten und Sinken, wodurch 
ursprünglich zusammenhängende Massen oder Schichten in verschiedenes 
Niveau, meist auch in ungleichförmige Lage gelangen. Besonders häufig ist 
dies bei größeren Spaltbildungen zu beobachten, wo ganze Gebirgspartien 
in die Tiefe sinken und die Schichtenköpfe des stehengebliebenen Flügels an 
den Spaltenwänden zum Vorschein kommen (Fig. 64). Oder es rutscht ein 
Flügel teilweise längs der schiefen Fläche der Fuge, die man kurzweg als 
..Verwerfung" bezeichnet. -,. fi4 

unter den andern Flügel her- 
ab, wodurch dasselbe Bild 
hervorgerufen wird, als sei 
der eine Teil auf den andern 
hinaufgeschoben. In der Tat 
muß eine solche ..Über- 
schiebung" für einzelne A. Verwerfung. 3. Überschiebung. 
Fälle auch unmittelbar an- 
genommen werden (Fig. 64). In allen diesen Fällen spricht man von 
Brüchen oder Verwerfungen. Das Kennzeichnende ist also, daß sie 
im wesentlichen durch Vertikalverschiebungen hervorgerufen sind 
Die Sprunghöhe oder der vertikale Unterschied der verworfenen Ge- 
steine ist oft für das Auge des Laien unmerklich, erhebt sich aber nach- 
weislich in vielen Gegenden auf Hunderte, ja Tausende von Metern, 
wodurch es erklärlich wird, daß nicht selten Schichten- und Massengesteine 
gänzlich verschiedenen Alters hart nebeneinander und in das gleiche Niveau 
zu liegen kommen. Das rings von solchen Sprüngen umgebene Landstück 
heißt eine Scholle und ein aus einzelnen Schollen zusammengesetztes Land 
ein Schollenland. 

Auffallende Unebenheiten des Bodens, die selbst die Eigenart von 
Gebirgen annehmen können, werden sich im allgemeinen an den Schollen- 
ländern zeigen. Bei horizontal gelagerten Schollen tritt uns die Schollen - 
stufe von der Oberfläche des gesenkten Flügels, dem Senkungsfeld (Fig. 65), 
aus betrachtet, oft schon als Gebirge entgegen, während wir nach Aufstieg 
auf die Platte von einem solchen nichts bemerken. Ist ein Stück der Erdrinde 
stehengeblieben, gleichviel ob dasselbe aus wagerecht gelagerten oder zu- 





Burh 11. Physikaliaol iphie. Kapitel 11 Das Festland. 



sammengefalteten Schichten besteht, während rings um dasselbe die Bindcu- 
teile herabgesunken sind, so bezeichnet man «las erstere \\>>hl als Horst 
(Fig. 65, Horst von Staffelbrüchen umgeben). ob «'in solcher vorliegt, kann 
immer nur die unmittelbare Beobachtung feststellen und sehr selten aus der 
Karte erkannl werden. Dagegen liehen sich unter den Senkungsfeldern die 
beiden rTauptformen zuweilen Bchon etwas von der orographischen Karte 

Fig. 66, 




Horst mit Sta/Telbruchcn 



a Senkungsfeld 



ab. Bei parallelen Randern eines solchen spricht man von einer Graben- 
versenkung, wie ßie in zahlreichen Fällen der Bildung von Seen und Tälern 
nid«' liegt (Oberrheinische Tiefebene, Toto - Meer), bei mehr oder weniger 
kreisförmigen Rändern von einem Kesselbruch. 

Wir reihen hier Bogleich den Begriff der Blattverschiebung an, 
welche entsteht, wenn mehrere Schollen längs eines mehr oder weniger senk- 
rechten Bruches horizontal gegeneinander verschoben weiden, ohne daß sie 
dabei in ein anderes Niveau gelangen. 

2. Faltung. Bei gebogenen (gefalteten) Schiebten unterscheiden wir 

• 1 und Mulden, je nachdem die Biegung nach außen erhaben oder hohl 

i<t. Die Schichtenstellung der Schenkel oder Flügel, welche einen Sattel 

bilden, heißt antiklinal, weil sie vom Scheitel des Sattels abfallen (Fig. 66); 

die Mulde dagegen 
Fig. 66. 

Mulde 



Sattel 




.'.ntiklinol F. 



wird stets von Syn- 
klinalen, d. h. nach 
der Mittellinie zu 

geneigten Schichten- 
flachen gebildet. Die 
Krönung des Sattels 
bildet das Gewölbe, 
Schichten anwendet, 
Bei stark zusammen- 
beider Faltenflügel in 



S yrtklirial S c \uefe Falte 

ein Name', den man gern bei schwach gebogenen 
während man sonst vom Sattelkamm spricht. — 
gepreßten Falten kommen umgekehrt die Schichten 
annähernd parallele Lage (isoklinale oder monokline Lage), und bei 
noch höherer Pressung ereignet es sich, daß die zusammengeschobene 
Falten nach oben und unten, wo der seitliche Druck geringer ist, fächer- 
förmig auseinander weichen. Nimmt dann eine solche stark gequetschte 
Falte noch eine schiefe Stellung «-in, so müssen notwendig im oberen (über- 
gekippten) Flügel odei Schenkel die innern und somit ältren Schichten 
an die Außenseite rücken und in widersinniger Weise auf die eingequetschten 
Jüngern Schichten aufgelagert erscheinen (Fig. 67). 

Als eine Art von Mittelbildung zwischen Faltung und Bruch hat man 
auch noch die Flexur (Tafelabbiegung) oder die Kniefalte unterschieden. 
Hierbei tritt zwischen einem stehengeg^ebenen und einem absinkenden Flügel 



§ 13U. Die Arten der Lagerungsstörung. 



295 



keine volle Zerreißung, sondern mehr eine Dehnung (Zerrung) ein. Die Folge 
wird im allgemeinen eine Verdünnung der Schichten an Stelle des bei weiterem 
Sinken unvermeidlichen Bruches oder der Verwerfung sein. Man hat es also 
dabei bereits mit gebogenen Schichten zu tun, ähnlich wie dies auch bei der 
Aufhiegung oder Schleppung des Schollenrandes eines einsinkenden Rinden- 
Btücks eintritt (Fig. 68). 



Fig. 68. 




JsokUnale Falten, 



Fache ri alte n 




Tafßlabknic'kiuvj (Flex ur) 



Wenn bei stark gefalteten Gebieten die Abtragung schon weite Fort- 
schritte, besonders an den Sattelkämmen, gemacht hat, begegnet man an 
deren Außenseite nur selten mehr den Schichtenflächen der sie zusammen- 
setzenden Schichten, sondern allein den Schichtenköpfen der Schenkel. 
Dadurch erscheinen die ursprünglich zusammenhängenden Teile der gleichen 
Schichten läumlich oft weit voneinander getrennt, und man muß sich dieselben 
durch die sog. Luftsättel wieder zu Gewölben und Sätteln ergänzen (Fig. 67). 

Bei den oben geschilderten Formen des innern Baues vergegenwärtige man 
sich, daß durch die Faltung und den Zuaammenschub in die ursprünglich voraus- 
sichtlich gleich dichten und harten Schichten ein Unterschied gebracht worden 
ist. In einem Fall handelt es sich um eine Dehnung, im andern um ein Zusammen- 
pressen auf kleinern Raum. Im allgemeinen gehört der Sattelkamm zu den mehr 
gedehnten, die Mulden biegung zu den verdichteten Schichten eines Faltensystems; 
der erstere wird also den Angriffen der Atmosphärilien und der Abtragung geringem 
Widerstand entgegenstellen, was uns bei der Talbildung weiter beschäftigen muß. 

Erst in den letzten Jahrzehnten hat man in einzelnen Gebirgen erkannt, 
daß jene isoklinen überkippten Falten sich zu förmlichen Decken ausge- 
stalten, die im hangenden Flügel aus gewaltigen Überschiebungen von fremd- 
artigem Gesteinsmaterial über eine normal geschichtete Grundlage hervor- 
gegangen zu sein scheinen. In diesen sog. Deckfalten oder Überschie- 
bungsfalten pflegt man ihre Ursprungsstätten als ihre Wurzel zu be- 
zeichnen, die man gelegentlich schon 50, ja 100 km entfernt von ihrer Stirn- 
seite, d. h. von den in der Bewegungsrichtung vorn gelegenen Enden der 
Decken entfernt nachgewiesen hat. In diesen Wurzeln erscheinen die Gebirgs- 
massen stark aufgerichtet, während sie in den Deckschollen selbst, solange 
sie nicht erneuter Hebung oder Faltung ausgesetzt waren, mehr oder weniger 
wagerecht, aber in umgekehrter Folge, die älteren Schichten nach oben, die 
Unterlage überlagern. Man sagt, die Decke „schwimmt fremd und wurzel- 
los" über letzterer, die in ihrer autochthonen (urspiünglichen) Lagerung 
geblieben ist. Hat die Abtragung die Decke im Laufe der Zeit stellenweise 
schon bis zum Grund durchnagt und fortgeschafft, so bleiben die vordersten 
Stücke oft als wurzellose Klippen zurück, während die bloßgelegte Grund- 
lage als Fenster im Bereich der Überschiebungsdecke gilt, falls die Decke 
das zutage tretende Stück der Unterlage mehr oder weniger noch rings umgibt. 



Bim* IL Physikalische Geographie. Kapitel 11. Das Festland. 

Verbiegung. Führt die Faltung im allgemeinen iu merklich 
sichtbaren Niveauunterschieden auf kleinerem Raum, insbesondere zum 
Aufbau Vüii Gebirgen, so beobachtet man daneben über weite Flächen sich 
ausdehnende äußerst schwache Verbiegungen von Erdrindenstücken, »He sich 

Kaum von der horizontalen Lage unterscheiden. Audi hei diesen wird man 

von einem Wechsel von Schwellen und Banken, von einer wellenförmigen 
Oberfläche größten Ausmaßes sprechen dürfen, ähnlich wie bei der Dünung 
des Meeres (§ 216), bei dem der Holten unterschied der Wellenberge und Wellen 
taler nur unbedeutend ist im Verhältnis sur Weite der bewegten Flächen. 

181. hie Ursachen der Lagerungsstdrung. Über den Mechanismus 

der Vorgänge, welche mittelst endogener, d. h. von innen wirkender Kräfte 

die ehen geschilderten Runzerungen der festen Brdoberfläche zuwege gebracht 
• und noch heute bringen, sind wir trotz mehr als hundertjähriger eifriger 
Forschungen und der verschiedenartigsten theoretischen Rückschlüsse aus 
den fertigen, uns gegenübertretenden Formen noch sehr im Unklaren. Nur 
wenige Bewegungsvorgänge vollziehen sich so rasch, daß sie im Laufe wenige; 
\b schenalter unmittelbar der Beobachtung unterzogen werden können 
Selbstverständlich werden uns diese in besonderm Maße beschäftigen müssen 
(>. u. II. Inf heutigen Bewegungen). «Solange nun aber die Einzelerschei- 
nungen nicht überzeugend aus den Anschauungen heraus erklärt sind, die 
man --ich über die Ursachen der Krustenverschiebungen gebildet hat, ist 
es begreiflich, daß auch die für den Einzelfall bestechendste Theorie ihre 
nüchternen Gegner hat. 

Audi in diesem Fall erscheint ein kurzer Rückblick m die historische 
Entwicklung dieses gerade heute mit neuen Theorien fast überschüttete n 
bietsam besten geeignet, den Anfängerin dieselben einzuführen B ) 
Seit den letzten hundert Jahren haben sich die Grundanschauungen 
über tektonische Vorgänge öder, wie man sie häufig kurz zusammengefaßt hat, 
über Gebirgsbildung, mehrfach abgelöst. Der Herrschaft der Elevatum s 
oder Erhebungstheorie folgte um die Mitte des vorigen Jahrhunderts 
die Eontraktions- oder Schrumpfungstheorie, die schließlich in Sen 
kungserscheinungen die alleinige Ursache der Lagerungsstüiungen der Erd- 
oberfläche erblicken wollte. Obwohl nun in der gleichen Zeit manche Forsche] 
mit neuen Gründen auch für selbständige Aufwärtsbewegungen von 
Erdrindenstücken auftraten, ist diese letztere doch eist in der neuen Zeit 
ler zur vollen Geltung gekommen. Damit hat die Erhebungstheorie, 
doch ohne ihre einseitige Verbindung mit dem Plutonismus, in gewissem 
Sinne ein "Wiederaufleben erfahren. Wohlverstanden aber neben Aufrechl 
erhaltung vieler Errungenschaften der Kontraktionstheorie. 

Nur kurz verweilen wir bei den älteren Anschauungen. In den Zeiten 
in denen Männer wie Leopold v. Buch, Alexander v. Humboldt. KliedeBeau- 
uiont die Führer der Geologie waren, und Bau und Bildung der Vulkane den 
Mittelpunkt der Forschungen über Gebirgsbildung abgaben, ward der Spann 

e ) Eine treffliche Übersieht der Entwicklung der Anschauungen über fcek 

[ige während des letzten Jahrhunderts gab K. v. Zittel im Kap. 3 

mische Geologie seiner „Geschichte der Geologie" (München 1809, 284 — 484). 

(her che neueren Theonen i-t die Literatur zerstreut. Vergl. u. a. E. Tunis, ..Endo- 

Dynamik" in KmkIi u Handb. d. geogr. Wiss. (1914, 105 — 130); eingehende! 

nimmt K. Andr6e in Minen ,, Vorträgen über die Bedingungen der Gebirgsbildung" 

Stellung zu den einzelnen Anschauungen (Jena 1914). Vergl auch .). Kömgsbergei 

birgsbildung" im Handwörterbuch et Naturwiss. (IV. Jena 1913, 050 — 053). 



§ 1.31a. Ursachen der Lagerungsstörung. § 132a. Die Kontraktionstheorie. 297 

kraft der im Erdinnern eingeschlossenen, beißen Dämpfe und des durch sie 
in Bewegung gesetzten glutflüssigen Magmas die Hauptrolle beim Umbau 
der Erdrinde zugesprochen. Man führte also die Bewegung der letzteren im 
wesentlichen auf radial von unten nach oben wirkende, die Erdschichten 
schräg stellende oder sie aufrichtende Kräfte, zurück. Diese eben deshalb 
als plutonische Hebungstheorie bezeichnete Grundanschauung winde 
zu Fall gebracht, seit mau erkannte, daß sich die Vulkanberge im allgemeinen 
nicht durch Aufrichtung ihrer Gehänge, sondern durch Aufschüttung und fori 
gesetzte Übereinahderschichtung lockeren, an die Oberfläche von innen geschleu- 
derten oder zähflüssigen, hervorquellenden Gresteinsmaterials auftürmten. 

§ 131a. Die Eontraktions- oder Schrumpfungstheorie 9 ). Die Beob- 
achtungen am innern Bau der Erdrinde, bei welchem die Söhichtengesteine, 
die ursprünglich nur durch allmähliche Auflagerung kleiner und kleinster 
GesteinSpartTkel in mehr oder weniger wagerechter Lage gebildet sein können, 
stark gebogen und aufgerichtet, ja in förmliche Falten gelegt erscheinen, 
beweisen zunächst nur, daß die betroffenen Teile der Erdrinde früher, d. h. 
vor ihrer Fältung einen nicht unbedeutend großem Flächenraum eingenommen 
haben müssen als heute. Es lag nahe, als Grund dieser Verschiebungen auf 
kleinern Kaum die Verkleinerung oder Einschrumpfung der Erde ver- 
antwortlich zu machen, die man als Folge ihrer allmählichen Abkühlung ja 
längst als gewiß angenommen hatte. Indem der Erdkern sich verdichtet und 
auf kleinern Raum zusammenzieht, wird sich die darüber gelagerte, noch 
mehr oder weniger plastische Erdkruste in Runzeln zusammenziehen, so- 
lange sie zu schwach ist, um sich als festes Gewölbe schwebend über der 
schwindenden Unterlage zu erhalten. Die Schrumpfung löst — das war 
der neue Gedanke — vor allem seitlich oder tangential zur Erdober- 
fläche wirkende Druckkräfte aus, sie muß starke Spannungen in der 
äußeren Rinde hervorrufen, gewaltige Pressungen, die schwache Teile zer- 
quetschen, in Schollen zertrümmern oder, wenn sie noch plastisch genug sind, 
biegen und in den oberflächlichen Partien, die unter keiner zu schweren Be- 
tastung stehen, zuerst zu starken Wölbungen und schwachen Senken, mit 
der Zeit aber in förmliche Falten zusammenschieben. Hiernach wände also 
der Zusammenschub der Erdschollen durch seitlichen Druck die Hauptursache 
der Lagerungsstörungen von ausgeprägter Form, insbesondere der Gebirgs- 
bildung mit stark ausgebildeten Vollformen sein. Vulkane und Erdbeben sind 
nach dieser Auffassung im allgemeinen nur Begleiterscheinungen der Lagerungs- 
störungen undGebirgsbildung, nicht, wie man früher annahm, Ursache derselben . 

Der Gedanke der Schrumpfungstheorie schließt dabei die Möglichkeit 
nicht aus, daß einzelne, schon starrer gewordene Erdschollen infolge solchen 
auf sie einwirkenden Seitendruckes als Ganzes und ohne von neuem in Falten 
gelegt zu werden, zwischen sinkenden Rindenstücken emporgepreßt werden, 
also eine tatsächliche Erhebung erleiden und in etwas größere Entfernung 
vom Erdmittelpunkt kommen als zuvor. Je weiter man den inneren Bau der 
äußeren Erdrinde kennengelernt hat, um so mehr zeigt sich, daß die eigent- 

s ) Hauptvertreter dieser durch den Amerikaner J. Dana eingeleiteten Anschau- 
ungen war Ed. Sueß (1 1914), dessen Werk „Das Antlitz der Erde". (Wien 1888 bis 
1909) das Tatsachenmaterial in betreff des geotektonischen Aufbaus der Erdober- 
fläche zu einem großartigen Bilde zusammenfaßte, um alle. Vorgänge ganz wesentlich 
in letzter Ursache auf den „Zusammenbruch der Erdkruste" zurückzuführen. A. H e im 
ging in seinem noch heute wichtigen, aber im einzelnen überholten Werk „Mechanis- 
mus der Gebirgsbildung" (Basel 1878) mehr von der Einzelerscheinung aus. 



Bach 11 Physikalische Geographie. Kapitel 11. Das Festland. 

liehe Plastizitäl des Gesteinsmaterials sich mit dem fortschreitenden Alter 
der Knie auf immer kleinere Plaohemänme beschränkt. Bildeten in den 
ältesten Zeiten nui einzelne Urgesteinschollen stauende Widerstände* längs 
derer sich die benachbarten Gebiete durch Gegend] ach in Palten legen konnten, 
so scheinen in spateren Epochen auch einzelne Gebirgskomplexe, die aus ge- 
falteten Massen- oder Schichtengesteinen bestehen, die gleichen Bollen der 
Stauungswiderstände zu übernehmen, wenn sie sich auch nichl ganz einer 
erneuten Verbiegung oder einer Erhebung bezw. Senkung entziehen. 

Die Schrumpfung der Erdkruste i-*t mm bei näherer Betrachtung ihrer 
eigentlichen tektonischen Wirkungen ein verwickelterer Vorgang 10 ), als es 
nach dem mit wenigen Worten dargelegten Grundprinzip erscheint. Eben 
dadurch wird es verständlich, daß auch selbsl von Seiten der Anhänger der 
Schrumpfung8theorie und diese dürfte auch heute noch * 1 i « - Mehrzahl aller 
toi phologen bilden, — geschweige »leim von ihren grundsätzlichen Gegnern 
ergänzende oder von ganz andern Gesichtspunkten ausgehende Theorien 
aufgestellt worden sind, um den Rätseln Daherzukommen. 

Zunäohsl Bei einiger der letztren gedacht, die sieh gegen die Ab- 
kühlung dei Erde als Ursache ihrer Einschrumpfung im Lauf e ihrer 
späteren Entwicklung wenden. Denn daß eine starke Verkleinerung in den 
Zeiten erfolgte, in denen sieh eine erste feste Kruste um den sieh abkühlenden 
Glutball bildete, wird nicht geleugnet, und die Tatsache, daß die sogen. Ur- 
ine. aus denen diese erste Kruste zusammengesetzt gewesen zu sein 

-eh. 'int. wo irgend sie bloßgelegt wurden, in eine Unzahl VOD eng sich drängen- 
den Paltungen und Stauungen zusammengeschoben und gepreßt erscheinen, 
spricht für eine allgemeine starke Einschrumpfung der Erde. Aber es fragt 
sich, ob eine solche auch für später oder für heute noch angenommen werden 
kann und muß. In diese]- BTinsicht ist schon früher (§ 71) der Einwendung 
gedacht, daß bei der allmählichen Verdichtung der einzelnen Erdschichten 
zugleich Wärme erzeugt und. welche die Abkühlung durch die unausgesetzte 
Ausstrahlung von Wärme in den kalten Weltenraum jedenfalls stark ver- 
rn und zu vermindern imstande ist, ja den ständigen Verlust an der 
Außenseite möglicherweise im Innern bereits übertrifft. Sodann wird auf 
die versch i edenen Wä rmequellen im Erdinnern hingewiesen, die meist 
chemischer Natur sind. Inwiefern sie eine Ausdehnung des betroffenen Ge-" 
Steins bewirken, müssen sie uns später nochmals beschäftigen (S. 301). Wenn 
unter diesen Erscheinungen in neuerer Zeit auf das Radium und die radio- 
aktiven Stoffe besonderes Augenmetk g< werfen wild 11 ), weil ihr Zerfall auf 
unendliche Zeiträume mit stärkster Wärmeentwicklung veibunden ist, so 
wird man entgegnen müssen, daß es sieh, nach ihrem geographischen Befund 
zu schließen, doch nur um ganz lokale Wirkungen handeln kann. Ziemlich 

10 ) VergL C I«. van Hise, Estimates and causes of crustal shortening ( Journ. 
of G< "1. ( Ihicago VI 1898, 10—64; Pet, Mitt, 1899 LB. 29). Behufs Nachbildung der 
einzelnen mechanischen Vorgänge im Bereich der Tektonik hat man seit länger 
neu. Versuche im Laboratorium anzustellen, die freilich in ihrer Anwendbarkeit 
noch Zweifeln weil man den Grad der Plastizität der Erdschichten und 

die Stärke der Druckkräfte in der .Natur noch zu wenig abschätzen kann. Das Haupt- 
werk ist noch A. Daubree, t feolojrie ex peri mentale, l'ari I Hl'.i, den tseh vonH. Gurlt, 

Braunschwi _ 1882). 8. fernei Ed. Revers lehrreiche „GeoL u. geogr. Experimente" 

I III Leipzig 1 892- 94; St. Meunier, La geologie experimentale (Paris 1899), 
öden W. Paulcke, Das Experiment in der Geologie, mit reicher Literatur 

(Berlin J *M ^;. — ") Vergl. F. v. Wolff „Die vulkan. Kraft u. die radioaktiven 
5änge in der Erde" fZ. -I. deutsch. geoL Ges. LX 1908). 



§ 131a. Die Kontraktions- oder Sohrumpfungstheorie. 299 

allgemein nimmt man zugleich an, daß das Vorkommen solcher radioaktiver 
Stoffe in geringem Tiefen anter der Erdoberfläche verschwindet. 

Von ganz andern Gesichtspunkten geht eine Ansichl aus, welche in 
der allmählichen Abnahme der Erdabplattung eine Ursache ihrer 
Kontraktion sieht 18 ). Diese Abnahme wird auf die theoretisch nicht weg- 
zuleugnende Verlasgsamung der Erdrotation zurückgeführt, welche durch 
die der Richtung der Umdrehung entgegenwirkende Gezeitenbewegung 
(Gezeitenreibung) herbeigeführt weide. Durch diese werde die Beschleunigung 
der Fliehkraft vermindert und also notwendig das Bestreben der Massen 
hervorgerufen, die bisherige Sphäroidgestalt der Eide wieder mehr der einer 
Kugel zu nähern. Indem die Abplattung der Meridianellipsen sich auf diese 
Weise vermindert, geschieht das Gleiche mit der gesamten Erdoberfläche. 

Die Größe dieser Änderungen läßt sich berechnen. Die Verminderung der Erd- 
oberfläche beträgt bei einem Übergang der Abplattung von 1: 30 (welche man für 
die Zeiten annehmen könnte, wo der Tag nur 8 Stunden hatte,) zur heutigen von 
1 : 300 für die ganze Erde 1 534000 <ikm. Bei Verringerung der Abplattung verschieben 
sich die Parallelkreise. In den niederen Breiten (etwa bis zum 35.° Br.) nähern sich 
die Oberflächenteile dem Erdmittelpunkt, so daß also hier im allgemeinen eine Sen- 
kung erfolgt. In mittlem und höheren Breiten entfernen sie sich von ihm, so daß 
dort von einer Hebung gesprochen werden müßte. Zugleich findet durch diese 
Vorgänge ein tangentialer Druck, herrührend von den niederen Breiten gegen die 
mittleren statt, der zwischen dem 35.° und dem 45.° Br. am größten ist. Dies alles 
mit den Zonen der vorwiegenden Gebirgsbildungen in Verbindung zu bringen, ist 
freilich nicht gelungen, vor allem nicht in betreff des großen, meridional verlaufenden 
Faltengürtels der Erde rings um den Stillen Ozean. 

Gehen wir zur Piüfung der Stärke der durch die Erdschrumpfung 
auf die äußere Erdrinde ausgeübten Wirkungen über, so haben 
manche Forscher versucht, aus der Glättung des Querschnitts zusammen- 
gefalteter Schichten ihre Verkürzung abzuschätzen. Es schien sich aus den 
älteren dieser Versuche zu ergeben 13 ), daß eine Verkürzung des Erdradius um 
einige Dutzend Kilometer oder weniger als 1 % (= 64 km ) schon genügen würde, 
den Zusammenschub von Kindenteilen der Erde von der Breite unserer Hoch- 
gebirge auf die Hälfte der ursprünglichen Horizontalausdehnung zu erklären. 

Nicht daß dabei von einer gleichmäßigen Verkürzung des Querschnitts der 
Erde gesprochen werden dürfte, da sich dieser bei einem um 1% kürzern Erdhalb- 
messer auch nur um 1%, der Erdgrad also von 111 auf 110 km , der größte Erdkreis 
um 400 km etwa verkürzen würde. Man müßte vielmehr annehmen, daß die Kon- 
traktion sich im wesentlichen auf jene schmalen Zonen beschränkt, welche die eigent- 
lichen Faltengebirge einnehmen, während ungemein viel größere Strecken eines 
größten Kugelkreises von wagerecht gelagertem oder ganz schwach verbogenem Erd- 
reich eingenommen wird. Bedenken gegen die eben dargelegten Berechnungen 
wurden erhoben, seit man den viel verwickeiteren Aufbau der Faltengebirge mit 
ihrem gewaltigen Zusammenschub und den Überschiebungsdecken erkannte. Danach 
schien es, daß einzelne Gebirgspartien sich auf das 10- bis löfache im Laufe der 
Zeit verkürzt haben müßten. Indessen ein eingehendes Studium 14 ) führte zu der 
Überzeugung, daß man bei der Berechnung nicht alle übereinanderliegenden Decken 
ihrer ganzen Ausdehnung nach mitrechnen düi'fe und man z. B. bei den Alpen bei 
der Annahme stehenbleiben dürfe, daß sie vor der tertiären Faltung nur 2 — 3 mal 
breiter gewesen seien als heute. 

12 ) A. v. Böhm „Abplattung und Gebirgsbildung". Leipzig 1910. Vergl. 
K. Andree (a. a. O. Anm. 8 S. 14). — 13 ) M. P. Rudzki: „Sur l'äge de la terre" 
(Bull. Acad. Sc. Krakau Febr. 1901, 72—94). — 14 ) Arnold Heim, Über Ab- 
wicklung u. Fazieszusammenhang in den Decken der nördlichen Schweizer Alpen 
(Vierteljahrsschr. d. naturforsch. Ges. Zürich 1916). 



:«k> Buch II Physikalische Geographie. Kapitel II. Dm Festland. 

| i.'llk Gründe fur selbständige Hebungen \<m Rinden teilen. Gegen 
ubei der einseitigen Auffassung, daß allein Senkungen im Bereich der Erdrinde 
Anlaß eu Verbiegungen in «Irr Richtung nach aufwärts bieten könnten, hat 
Rieh Beil lange «-in«' Reihe von Theorien bemüht, unter Zuiüokdiängung der 
Wirkung seitlichen Drucks Gründe für selbständige Hebungen, bezw. diu 
eitlichen Wechsel von Hebungen und Senkungen aufzustellen. Die einen 
i iehen dabei nur die Erscheinungen in Bet rächt . die sich in den oberflächlichen 
Sohichten der Erdrinde abspielen. So ha1 man die stärkere Abkühlung einei 
Erdscholle infolge der Auflagerung gewaltiger Bisdecken, wie sie ohne 
Zweifel für manche Erdstriche während der Eiszeiten anzunehmen ist. für 
eine Zusammenziehung des unterlagernden Brdreichs und damit seine Senkung 
verantwortlich gemacht 1 *). Nach dem Weichen der glazialen Decke müßte 
sich die gleiche Scholle im Lauf der Jahrtausende wieder ei wärmen und damit 
aufblähen, ihre Oberfläche also sich hellen. <)l> freilich diese exogenen Vor 
_■• so beträchtliche Niveauunterschiede hervorzubringen vermochten, wie 
man sie ■/.. B. für die Glazialgebiete Schwedens oder Nordamerikas an der 
Hand des Befunde« alter Strandlinien (§ 135) festgestellt hat. erscheint fraglich. 

Man hat feiner auf die allmähliche Entlastung weiter Landflächec 
infolge unausgesetzter Abtragung dvs lockern Erdreichs als Ursache 
von Hebungen hingewiesen, für Senkungen dagegen auf die immer stärkere 
Belastung in den Räumen der Ablagerung der herabgeschwemmten 
Massen. Man ging (Duttons Theorie der fsostasie) 19 ) auf Grund früher 
erörterter Erfahrungen (§ GS) von dem Gedanken aus, daß die Erdrinde 
ständig nach einem Gleichgewicht des Drucks innerhalb ihrer übereinander 
gelagerten Schichten strebe. Aber, es ist klar, daß hierin nicht die ersten 
Ureachen von hoch und niedrig im Hereich der starren Erdoberfläche erblick! 
werden können. Denn eine massenhafte Abtragung von Gesteinsmaterial, 
wie sie hierbei in frage kommt, setzt bereits ausgedehnte, relativ höher gelegene 
Landschollen voraus und ebenso ausreichend tiefe Hecken zur Aufnahme 
der abgetragenen Massen. 

Auf Ausdehnung der Massen infolge der Ei wärmung führt Reade's 
Thermische Theorie 1 ') in der Hauptsache die Verschiebungen der Erd 
rinde, insbesondere die Hebungen, zurück, wobei als Ursache der Temperatur- 
erhöhung die verschiedenartigsten Vorgänge hei angezogen weiden. Wenn 
hierbei auch von der Kontaktwirkung mit heißflüssigem Magma gesprochen 
wird. SO ist «lein entgegenzuhalten, daß sich solche doch meist nur auf nahe 
Entfernungen, vielleicht cur einige Dutzend Kilometer nachweisen läßt. 

Nun geben uns die Erfahrungen der eben berührten Gleichgewichts- 
lehre odei fsostasie, deren Wesen früher mit einigen Strichen gekennzeich- 
net .inen Anhalt zur Beurteilung der Mächtigkeit der Erdrinden 
schiebt innerhalb deren sich die tektonischen Vorgänge abspielen. Man glaubt 
die Grenze für diejenigen Teile der Brdkruste, in denen sich noch seitlich 
gene Dichteunterschiede wahrnehmen lassen, auf 120 km berechnen 

'•'') E. v. Drygalski, Über Bewegung der Kontinente zur Eiszeit und ihren 
Zusammenhang mit der WärmeachwanKung in der Erdrinde. (Verh. d. VIII 1). 
Berlin 1889, (162 ff.)— ,6 ) C. E. Dutton, Some of the greater Pro- 
blems of Physical Geology (Bull. I'hil. Soc. Washington XI, 1892: vergl. Pet. 
Mitt. 1894, ÜB. 22). ") Meilard Reade, The Origin of Mountain Ranges (Lon- 
don 1886) und The evolution of Barth Structure, with a Theory of Geomorphic 
Chane« (London 1903. Pet. Mitt. 1904, LB. 269). 



§ 131b. Gründe für selbständige riebung von Rindenteilen. 301 

zu köniH'ii. Unterhalb derselben winde nur eine allgemeine Dichtezunahme 
nach dem Erdinnern zu anzunehmen sein, Alle Theorien der Gebirgsbildung 
halten sich an die Erdkruste oberhalb jener Grenze, verlegen aber die Tiefe 
der plastischen, dem Seitendrück noch nachgebenden oder Volumveränderun- 
gen noch zugänglichen Schichten, aus denen Runzelungen überhaupl noch 
hervorgehen können, in verschiedenes Niveau. 

Dabei mag in betreff der Plastizität fester Gesteinsschichten, bei welcher eine 
Verschiebung der innern Teile ohne Bruch vor sich geht, daran erinnert werden. 
daß auch die starrsten Körper bei sehr hohem Druck und vielleicht erhöhter Tem- 
peratur dennoch derselben zugeführt werden können, wenn die äußern Einwirkungen 
von langer Dauer sind. Der Faktor der Zeit dürfte dabei mit am wichtigsten sein, und 
l>ei geologischen Vorgängen sind wir gewöhnt, mit großen Zeiträumen zu rechnen. 

Am höchsten gelegen wild die mehr oder weniger plastische Schicht 
wohl von der Reyerschen Gleitungstheorie 18 ) angenommen. Diese 
erklärt die Faltengebirge und vor allem die großen Überschiebungsdecken 
dahin, daß zusammenhängende, schon starre Gebirgsteile auf einer geneigten 
Gleitfläche von mehr zähplastischer Beschaffenheit durch die Schwerkraft 
über andere Gebirgspartien hinüberrutschen, ähnlich wie dies wohl bei Rut- 
schungen auf ausgehöhltem Seeboden beobachtet wird. Hierbei spielt die 
Durchfeuchtung im Bereich der Gleitflächen eine Hauptrolle. Wenn nun 
im Einzelfalle bei vorausgegangener starker Schiägstellung der letzteren diese 
Erklärung zutreffen kann, so vermag man der Gleitungstheorie eine allgemeine 
(Gültigkeit für die Gebirgsbildung nicht zuzusprechen. 

Weit tiefer verlegt Ampferers Unterströmungstheorie 19 ) jene 
plastische Schicht, innerhalb deren sich die Vorgänge abspielen sollen, welche 
die mehr oder weniger schon erstarrten und in größerer oder geringerer Mäch- 
tigkeit sie überlagernden Massen passiv beeinflussen. Jene zähplastische, 
unter hohem Druck und hoher Temperatur stehende Schicht sei nun, so wird 
geschlossen, chemisch-physikalischen Änderungen ausgesetzt, welche zu 
Volumänderungen Anlaß geben. Bald werde infolge von Ausdehnung eine 
Hebung und Pressung überlagernden Gesteins hervorgerufen, bald durch 
Zusammenziehung Raum für sich senkendes Erdreich geschaffen. 

Anhangsweise sei noch der Greenschen Tetraedertheorie 20 ) kurz 
gedacht. Sie sieht die Gesamtwirkung der Erdschrumpfung in der all- 
mählichen Umwandlung des kugelförmigen Erdkörpers in die Gestalt eines 
Tetraeders; von dem Gedanken ausgehend, daß bei Körpern von gleichem 
Rauminhalt die Kugel die größte, das Tetraeder die kleinste Oberfläche habe. 
Man hat 21 ) daraufhin verschiedene Versuche gemacht, alte verfestigte Erd- 
schollen, wie beispielsweise Ostsibirien, den baltischen und kanadischen Schild, 
in die Ecken, dagegen Teile der erhobenen Kontinentalmassen in die Kanten 
eines solchen regelmäßigen Körpers zu zwängen, die Tiefenbecken der Ozeane 
dagegen den vier Seitenflächen zuzuweisen. Vielfach weiter ausgebaut, haben 
diese Anschauungen doch keine allgemeine Anerkennung gefunden. 

18 ) Ed. Reyer, Ursachen der Deformationen und der Gebirgsbildung (Leipzig 
1892). Geol. Prinzipienfragen (Leipzig 1907). — 19 ) O. Ampferer (a. a. O. Anm. 15, 
S. 529—622). Vergl. auch K. Andree (Anm. 8, 36 ff.). — 20 ) W. L. Green, Vestiges 
of tue molten globe as exhibited in the figure of the Earth volcanic action and 
physiography (London 1875). Vergl. A. v. Böhm u. Th. Arldt in Pet. Mitt. 1911. Tl. 
— 21 ) A. de Lapparen t, Traite de geologie. 



Buob 11. Phyaikalisohe Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

$ 181c Epirogenese nnd Orogenese"*). Sehen wir von. diesen Theorien 
aber Einzelvorgänge ab, so gipfeln die neuern Anschauungen, welche neben 
Wirkungen de* Erdschrumpfung dem Bestehen wirklicher Aufwärts- 
bewegungen der Brdrinde das Wbrl reden, in dem Verlangen, grundsätzlich 
innerhalb der Tektonik zwei verschiedene Arten von Bewegungen zu unter- 
scheiden, ohne dabei mannigfache Übergänge zwischen diesen abzustreiten. 

Einerseits handelt es sich dabei um Bog. epirogenetische Vorgänge 
(wörtlich: festlandbildende fj IjneiQos, das Festland), welche in langen 
Zeiträumen langsam mächtige Erdrindenstücke heben und senken, sie im 

einzelnen mannigfach zu flachen Gewölben und Mulden oder Hecken ver- 
biegend. Im Grunde kehrt unter dem neuern Begriff der Epirogenese das. 
wieder, wäa man früher. unter den ..säkularen Hebungen und Henkungen'' 
verstand. Andrerseits äußern sich orogenetische Kräfte (gebirgsbildende, 
z6 o'j(K. der Berg, da- ( ; . ■ 1 . i r l: * ■ ) vorzugsweise in rascher wirkender Faltung 
noch plastischer Erdgürtel, spielen sich also gegenüber den epirogenetisch 
beeinflußten Flächen auf kleinerem Kaum ab. Diese orogenetischen Kräfte 
sind die eigentliche Ursache der Entstehung von Gebirgen. 

Eine Überschau über die heutigen und die einstigen Gebirge der Erde 

zeigt, daß sie im Laufe der Erdgeschichte einen immer kleineren Teil der 
Oberfläche eingenommen haben, bezw. einnehmen. Wo auf derselben das 
Grundgerüsl der Erdkruste zutage tritt, hat man es. wie schon mehrfach 
hervorgehoben (S. 208), in zahllose Falten zusammengestaucht, meist aller- 
dings längst durch die Abtragung wieder abgeflacht, gefunden, ein Beweis, 
dal.'i in diesen ältesten Zeiten die Orogenese räumlich die Epirogenese weit 
in ihren Wirkungen übertroffen hat — ■ eben weil immer größere Regionen 
sich allmählich so gefestet hatten, daß sie den faltenden Kräften zu großen 
Widerstand entgegensetzten. Denn es ist klar, daß die Gesteinsmassen, aus 
denen sich die Erdkruste zusammensetzt, dem sie stärker verbiegenden seit- 
lichen Druck nur so lange noch nachzugeben vermögen, als sie sich noch in 
einem einigermaßen plastischen Zustand befinden, wobei wieder an die Wir- 
kung der Zeit, die oben erörtert ist (S. 301), erinnert werden muß. 

Nim hat man beobachtet 23 ), daß diejenigen Gesteinsschichten, die 
sich vorzugsweise am Aufbau der Hochgebirge beteiligten, meist von einer 
außergewöhnlichen Mächtigkeit — bis 10, 15 km und mehr — sind. Sie müssen 
also — so schließt man weiter — an Erdstellen entstanden sein, wo sich über- 
haupt durch Abtragung und Auflagern Dg so mächtige Schichten bilden konnten, 
also dort, wo sich im Laufe der Zeit Mulden und Becken immer mehr 
senkten, um gleichzeitig infolge der gewaltigen Abtragung ihrer Umgebung 
mit terrestrischen Schuttmassen oder durch unausgesetzte marine Nieder- 
schläge ausgefällt zu werden. Solche Gebiete mächtiger Sediment 



2 '-) VergL über diese jetzt viel erörterten Fragen einmal die Einführung des 
Begriff - derEp durch die amerikanischen Geologen namentlich G. K. Gilbert 

(Lake Bonnevüle, Afonographs of the CJ. S. GeoL Survey Vol. I. 1890, .'341 ff.), sodann 
H Stille, Tekton. Evolutionen u. Revolutionen (Leipzig 1913); H. Stille, Über 
H auptform en dea Orogenese und ihre Verknüpfung (Nachr. d. Ges. d. Wiss. zu Göt- 
tingen, .Math. phVB. Kl. 1918); V. .Machat scliek. ÜVr epirogenetische Bewegungen 
tband f. A. Penck, Stuttgart 1018, 1—25). — 23 ) Hierauf hat zuerst James 
Hall aufmerk ujhl (Natural Eist, of New-York. Palaeontology. III. 

Albany 1889, 70). 



§ 131c Epirogenese u. Oogenese. — § 131 d. Wegeners Horizontalverschiebungen. 303 

bildung hat man nach ihrer Entstehung Geosynklinalen genannt 24 ). 

Man kann sie als langgestreckte muldenförmige Kegionen von größtem Ausmaß 
in der Querrichtung auffassen. Diese scheinen nun in der Tat die Gürtel 
eigentlicher Gebirgsbildung in alter und neuer Zeit gewesen zu sein, eben 
weil insbesondere ihre Ränder, auch wenn die sie erfüllenden Erdschichten 
längst zu festem Gestein verdichtet sind, doch noch eine genügende Plasti- 
zität besitzen, um dem stärkeren Seitendruck nachzugeben und sich mit der 
Zeit in Falten legen zu lassen. Im übrigen müßten wir uns diese ausgeprägten 
Geosynklinalen als ähnlich schmale über die feste Erdrinde hinziehende 
Gürtel vorstellen, wie sich beim Anblick der heutigen Erdkarte die Zonen 
junger Faltengebirge (S. 286) dem Auge darbieten. Andererseits sieht diese 
neuere Anschauung in den weiten Regionen zwischen den großen Geosynkli- 
nalen schon mehr gefestete und erstarrte Erdrindenteile, bei denen der tan- 
gentiale Druck oder vielleicht noch andere radial von innen wirkende Kräfte 
nur noch flache Verbiegungen» hervorzubringen vermögen. Diese grundsätz- 
lich mehr der Epirogenese anheimfallenden Gebiete würden dann als mehr 
oder weniger zu Wölbungen gehobene Geoantiklinalen oder kürzer 
Geantiklinalen jenen muldenförmigen Geosynklinalen gegenüberstehen 25 ). 
Und wie die epirogenetische Kraftäußerung beim Aufbau des Erdantlitzes 
räumlich den Bereich der gebirgsbildenden Orogenese immer mehr übertrifft, 
so vertritt eine neuere Ansicht 26 ) den Satz, daß auch in der zeitlichen Wirkung 
ein wesentlicher Unterschied besteht. Die Epirogenese arbeitet in unendlicher 
Langsamkeit aber ununterbrochen an der Umgestaltung der Erdrinde. Ihre 
Wirkungen sind im wahren Sinne säkularer Natur. Dagegen treten die oro- 
genetischen Bewegungen periodisch nach langen Ruhepausen, dann aber 
auch nur in längern oder kürzeren Episoden, in die Erscheinung, dabei die 
oberflächlichen Schichten kräuselnd oder zu mächtigen Gebirgen auffaltend, 
um nach verhältnismäßig kurzer Zeit wieder zu erlahmen und in Ruhe zu 
versinken. Auch dieser ansprechende Erklärungsversuch vermag freilich be- 
sondere Gründe für das episodische Eintreten der Orogenese nicht anzugeben. 

« 

§ 131 d. Alfred Wegeners Theorie der Horizoiitalverschiebungen 
der Kontinente 27 ). Unter den Theorien, welche bestrebt sind, weniger die 
Bildung der Gebirge, als die des Gesamtantlitzes der Erde aufzuhellen, hat 
kaum eine das gleiche Aufsehen erregt, wie die jüngste mit ihren die 
Schrumpfungstheorie beiseite schiebenden und eingewurzelte Anschauungen 
völlig umwälzenden Grundgedanken. 

Bekanntlich hat man die Ähnlichkeit von Tier- und Pflanzenformen 
in Landstrichen, die heute durch weite Meeresflächen geschieden sind, wie 
z. B. Südamerika, Afrika und Australien wohl allgemein durch das Vor- 



24 ) James D. Dana, On some Results of the Earths Contraction from cooling 
etc. (The American Journ. of Science. 3 e . Ser. Vol. V, — VI, 1873). Die Theorie der 
Synklinalen entwickelt näher Em. Haug, Les geosynclinales et les aires continen- 
tales (Bull. soc. geol. de France XXVIII, Paris 1890, 617—711, s. Pet. Mitt. 1901. 
LB. 302 und Haug, Traite de geol. I, Paris 1907). — 25 ) Als eine unbegründete 
Verallgemeinerung der Anschauungen über die durch epirogenetische Vorgänge 
entstandenen Geantiklinalen muß E. C. Abendanon's Großfaltentheorie (Die 
Großfalten der Erdrinde, Leiden 1914) abgelehnt werden, da sie im Grunde alle 
Gebirge auf solche zwischen sinkenden Geosynklinalen emporgepreßte Antiklinalen, 
die er Großfalten nennt, zurückführen will. — 26 ) H. Stille, „Über die Haupt- 
formen der Orogenese" (s. Anm. 22), „Über alte und junge Saumtiefen" (Nachr. 
d. k. Ges. d. Wiss. Göttingen. Math. phys. Kl. 1919). — 27 ) Alfr. Wegener, 



::oi Blieb II. Physikalische Geographie. Kapitel II. I>a> Festland. 

handensein ehemaliger, abei später versunkener Landbrücken au deuten 
versucht, Demgegenüber bekämpfl die neue Theorie überhaupt die Mög- 
lichkeit der Entstehung von Tiefaeeüächen durch ein derartiges Versinken 
von Kontinentalma&sen. Sie siehl vielmehr die Zerstörung dos einstigen 
Zusammenhanges Bolcher in einer Lösung und horizontalen Portwanderung 
großer Landschollen bzw. dei Kontinente voneinander, Nur den einen 
Fall greifen wii heraus 

So sollen am SchliiO dea Palaeozoikums die aämtliohen heutigen Konti- 
nente eine einzige, mehr oder weniger geschlossene Landmasse gebildet haben 88 ). 
Die Qrspnmgsst&tten dea heutigen Atlantischen und Indischen Ozeans seien da- 
mals nur von BchmaUem, auf Bruchstellen gelegenen Wasserbecken oder Kanälen 
eingenommen. Amerika sei feiner auch noch zur Tertiärzeil im S. fest mit Afrika. 
ja im Korden bia in die Eiszeit mit Nordeuropa eng verwachsen gewesen. 

Die Wegenersche Theorie hat zwei Voraussetzungen. Sie geht ein- 
mal von der erfahrungsmäßig nachgewiesenen* Tatsache ans. (S. 273) daß 
die staue Erdoberfläche aus zwei schart geschiedenen Höhenstufen besteht, 
dei etwa 1 5 km höheren Kontinentaltaiel sowie der weit ausge- 
dehnteren Tiefseetafel, und vermute! das Beatehen eines annähernd 
gleichen Elächenverhältnisses auch für frühere geologische Zeitalter. So- 
dann schlicht sie sjeh der schon von anderen gebilligten Annahme einer 
Scheidung dea Gfesteinamantels der Erde — der Lithosphaere (S. 136) — 
in zwei nach Dichte und stofflicher Zusammensetzung etwas verschiedene 
Schichten oder Hüllen an. Aher sie beschränkt das obere etwas leichtere, 
vorwiegend aus Kieselsäure und Tonerde aufgebaute Gesteinsmaterial 
eben deshalb Sal oder Sial 8 *) genannt — ■ auf die Räume der, wie an- 
mmen wird, starreren Kontinentalblöcke. Diese schwimmen, wenn 
auch tiefeintauchend, auf der schwereren Simamasse, so benannt, weil 
in ihr bei starkem Magnesiagehalt die an Kieselsäure ärmeren, kristallinen 
Gesteine vorherrschen. Dem Sima soll nun auch der durch die Schwere- 
messungen aber den Ozeanen als etwas dichter nachgewiesene Tiefseeboden 
angehören (§ 68), der — abgesehen vom Großen Ozean — erst durch die 
luaeinanderweiehung der Kontinente bloßgelegt bzw. zwischen ihnen mehr 
oder wenigei em porgedrungen, sei. 

Als t reihende Kräfte der vermuteten Kontinentalverschiebungen 
werden einerseits eine solche dem Äquator zu wirkende — kurz als Pol- 
flucht bezeichnet — und eine nach W gerichtete — die Westtrift - 
in Anspruch genommen 30 ). Es wird noch reicher Arbeit bedürfen, bis sich 
die Ansichten über diese neuen Gedanken der Erdbildung klären. 



Die Entstehung dei Kontinente und Ozeane (Pet Mitt. 1912, I mit Karte; er- 
weitert ah Schrifl unter gleichem Titel, Braunschweig 1915, stark umgearbeitet 
m 2. Aufl. 1920 erschienen); das ganze Heft 3 — 4 der Z. f. Erd. Berlin 1921 
ist d<r Erörterung dea Probleme durch den Urheber A. Wegener, femer 
\\\ Schweydar (Geodät), Albr. Peneb uod die Geologen Fr, Kosmat 
und W. Penck gewidmet — »•) 8. die Abbildung ebenda 8. 90. — 29 ) Für 
sal fSueß, AntL d. Erde l\\ 2 . 1909, 626, aus Silicium- Aluminium), wird 
von Wegener Sial vorgeschlagen. Sima aus Silicium und Magnesium ge- 
bildet (S. 136). Anm. 40 ). — M ) S. Näheres bei W. Koppen, „Polwanderungen 
oiebnngen der Kontinente und Klimageschichte" (Pet Mitt. 1921, 1—8, 
ö7 — 63) und desselben „Ursachen und Wirkungen der Kontinentalverschiebungen 
und Pohvrwanderrmgen" (ebenda 143 I9j 191 — 94). 



§ 132. Einleitung. — § 133. Erdbeben. 305 

II. Heutige Bewegungen der Erdrinde. 

§ 132. Einleitung. Allem Anschein nach befinden wir uns während 
der Jahrtausende, welche wir die historische Zeit oder geologische Gegen- 
wart nennen, in einer der größeren Kuhepausen der Eidgeschichte. Dennoch 
fehlt es auch in dieser nicht an Bewegungserscheinungen innerhalb der Erd- 
rinde, die sich unmittelbar beobachten lassen und beweisen, daß sie noch 
unausgesetzt in Umgestaltung begriffen ist. Sie sind natürlich am ehesten 
geeignet, unsern Vorstellungen über vergangene Vorgänge Vorschub zu leisten. 
Wir können uns in diesem Werke aber nur auf die Hervorhebung der wich- 
tigsten Erscheinungen einlassen. 

Wenn die feineren Schwingungen des Bodens ziemlich allgemein 
auftreten werden, so sind die stärkeren Zuckungen, die wir Erdbeben nennen, 
in der Hauptsache auf gewisse große Teile der Erdoberfläche beschränkt, 
die sich als Zonen großer Gebirgsfaltung auch äußerlich erkennen lassen, 
während andere Erdschollen verhältnismäßig stabil und freier davon sind. 
Langsame Aufwölbungen oder Einsenkungen einzelner Gebiete finden 
vielleicht in zahlreicheren Gegenden statt, als wir heute wissen; wir konnten 
sie aber bisher nur längs des Meeresstrandes als sog. Strandverschiebungen 
schärfer beobachten; erst neuerdings ist dies auch im Binnenlande gelungen. 
Endlich finden sich punkt- oder strichweise noch immer solche Stellen vor, 
an denen das feuerflüssige Magma die äußersten Erdschichten durchbricht 
und neue sichtbare Erhebungsformen aufschüttet, die Vulkane. Den Geo- 
graphen, der sich zugleich mit den Wirkungen der Erscheinungen beschäftigt, 
haben begreiflicherweise von jeher unter den genannten Erscheinungen 
die Erdbeben und die vulkanische Tätigkeit auf das lebhafteste beschäftigt, 
weil sie, wenn auch nur lokal, die gewaltigsten Naturvorgänge darstellen, die 
an der Zerstörung menschlicher Ansiedelungen und Kulturwerke arbeiten. 

Bodenschwingungen (Bodenunruhe) 29 ).! Nur kurz verweilen 
wir bei jenen äußerst geringen Bodenschwankungen, die man erst wahrzu- 
nehmen gelernt hat, seit man in neuerer Zeit Instrumente größter Empfind- 
lichkeit für jegliche Erschütterung des Bodens aufstellte wie z. B. das Hori- 
zontalpendel oder die Wasserwage. Es handelt sich hierbei teils um 
periodische, langsame Hebungen und Senkungen des Bodens, wie sie durch 
die verschiedene Erwärmung desselben am Tage oder durch Sonnen- und 
Mondanziehungen hervorgerufen werden (körperliche Gezeiten), teils um 
unregelmäß'ger auftretende Schwingungen, die durch den Wechsel des Luft- 
drucks oder de Reibung des Windes längs des Bodens, aber auch durch den 
Wellenschlag gegen die Meeresküsten verursacht werden. Es beweisen diese 
Beobachtungen jedenfalls, daß einzelnen Teilen des Bodens eine große Elasti- 
zität zukommt. 

§ 133. Erdbeben 30 ). Plötzliche Zuckungen einzelner Erdstellen haben 
info^e ihrer verheerenden Wirkungen auf die von einem Erdstoß betroffenen 
Gegenden begreiflicheiweise seit alten Zei en die Chronisten beschäftigt, 

29 ) S. Geogr. Jahrb. XVTII, 1895, 385. Man faßt diese Untersuchungen als 
„Mikroseismometrie" zusammen; Sieberg, Erdbebenkunde (Anm. 30) nennt sie 
,, Bodenbewegungen außertellurischen Ursprungs"; hier ist Tellus im engsten Sinn 
für den festen Erdball genommen. — 30 ) Übersichtlich ist der betreffende Abschnitt 
in Uhligs neuer Bearbeitimg von Neumayrs Erdgeschichte, 1895. Den neuern 
Forschungen auf dem Gebiet der instrumentalen Erdkunde trägt mehr Rechnung 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie, 20 



906 Bach II. Physikalische Geographie. — Kapitel IL. Das Festland. 

bo dafi wir über zahlreiche Erdbeben, welche die Kulturländer des klassisohen 
Altertums heimgesucht haben, eingehend unterrichtet sind. Doch erfahren 
wir außer Zeit des Ereignisses, Namen und Zahl der besonders betroffenen 
Ortschaften, Verluste an Menschenleben usf. verhältnismäßig wenig. Erst 
sei) dem ls. Jahrhundert beginnt die Sammlung von Tatsachen, welche mit 
der raumlichen Verbreitung ein und derselben Brderschütterung zusammen 
hängen, und damit die wissenschaftliche Erörterung der Erscheinung 81 ). 

Das gewa Erdbeben von Lissabon am 1. Nov. 1755 bildet dafür einen 

Markstein. Es eichnete sich dadurch aus. daß weit entfernte Seen wie die- 
jenigen am Alpenrand in deutliche Bewegung gerieten. Man begann den 
Wirkungskreis kartographisch festzulegen und erkannte, daß gewisse Gegen- 
den der Erde als besondere Erschütterungsgebiete angesehen werden 
mußten. Man hat die Erdbeben bis sur Mitte des vorigen Jahrhunderts in 
unmittelbaren Zusammenhang mit vulkanischen Ausbrüchen gebracht und 
als deren stete Begleiter angesehen. Aber je aufmerksamer man wurde und 
je mehr man diese unregelmäßigen Bewegungen der Erdrinde mittelst eigener 
Instrumente zu beobachten angefangen hat. um so mehr ward erkannt, daß 
oh bei den Erdbeben um viel weiter verbreitete, sieh fast täglich und 
stündlich wiederholende Erscheinungen handelt. 

.Man unterscheidet seitdem die Hauptklasse der tektonischen Eid 
beben (Dislokationsbeben), welche wesentlich an die Gebiete gebunden 
sind, die man als die Zonen junger Faltengebirge (S. 286) oder auch als die 
der großen Synklinalen der Erde bezeichnet hat. Die außerhalb dieser Gürtel 
gelegenen Regionen wie z. B. das russische Flachland und Nordasien sind in- 
folge der Abwesenheit größerer Störungslinien fast ganz verschont von den 
Verheerungen, welche Erdbeben anrichten. Gewisse Haupterschütterungs- 
gebiete verbleiben auch nach der heutigen Auffassung die vulkanischen Gegen- 
den, eben weil Vulkane auch Begleiterscheinungen tektonischer Vorgänge 
zu sein scheinen. 

Unter den Dislokationsbeben gibt es neben solchen, die auf nur kleine 
Entfernungen verspürt werden (sog. Nahbeben), andere von gewaltigem 
Erschütterungsgebiet. Mehr von örtlichem Charakter sind dagegen solche 
Erdbeben, welche von der Bewegung vulkanischer Massen und Dämpfe gegen 
die Erdrinde herrühren und vielfach den Ausbrüchen tätiger Vulkane vor- 
herzugehen oder sie zu begleiten pflegen, daher auch im engern Sinne an vul- 
kanische Gebiete geknüpft sind: vulkanische Erdbeben 32 ). Endlich 



A. Siebergs Handbuch d. Erdbebenkunde, Braunschweig 1904, das jedoch mehr 
die E der Einzeluntersuchungen nebeneinander stellt. Eine übersichtliche 

Darstellung älterer und neuerer Ergebnisse bietet Comte de Montessus de Bailore, 
La scicncc seismologique. Les tremblements de la terre, Paris 1907. Vergl. auch 
A. Sieberg, ,, Erdbeben", im Handwörterbuch d. Naturwissenschaften III, 1913, 
687 — 700, und E. Kays er, Lehrbuch der Geologie I, Erdbeben und seismische 
Erscheinungen, 5. Aufl. 1918, 810—865; Supan, Phys. Erdkunde, 6. Aufl. 1916, 
418 — 42; ferner die Jahresberichte von E. Tams über die Fortschritte der Dynamik 
der festen Erdrinde im Geogr. Jahrbuch. — 3l ) Grundlegend hierfür war C. E. v. 
Hoff- Geschichte der durch Überlieferung nachgewiesenen natürlichen Verände- 
rungen der Erdoberfläche, IV. u. V. Bd., Gotha 1840, Chronik der Erdbeben und 
Vulkanausbrüche. — a -) Als eine Zwischenform gelten Kryptovulkanische 
Erdbeben, die durch Störungen im Gang der erd magnetischen Elemente gekenn- 
zeichnet .sind, während solche bei den tektonischen fehlen (vergl. Lang im N. Jahrb. 
f. Miner. XXXV 1913, 776 — 830), u. S. Günther, Über die Notwendigkeit Zwischen- 
formen neben den bekannten drei Hauptformen der Erdbeben zu postulieren 
(Verhandl. d. 19. D. Geogr.-Tages in Straßburg 1914, 115—124.) 



§ ViS. Erdbeben. 3 07 

bilden die Einsturzbeben eine besondere Klasse als Folgen eines jeden- 
falls in einzelnen Gesteinsschichten häufig vorkommenden Vorgangs, indem 
vom Wasser ausgewaschene Höhlungen in sich zusammenstürzen und die 
Wände und Decken dadurch in Mitleidenschaft gezogen werden. 

In den Wirkungen sind die genannten Arten vielfach ganz gleichartig, 
am verheerendsten dort, wo der Erschütterungsstoß unmittelbar von unten 
die Erdoberfläche trifft und die darauf befindlichen Gebäude und Gegen- 
stände auf- und niederhebt, so daß sie in sich zusammensinken (Erdbeben 
von Ischia 1883). Seitwärts pflanzt sich der Stoß wellenförmig fort und schwächt 
sich allmählich ab. Die Beschaffenheit des Bodens, durch welchen sich die 
Stöße fortbewegen, übt hierbei einen großen Einfluß aus. Feste Gesteins- 
schichten lassen sie durchwandern ohne recht eigentliche Erschütterung 
mit ihren verheerenden Folgen und bilden sog. Erdbebenbrücken; lockere 
Bodenarten geraten dagegen in starke Bewegung. Hier zeigen sich denn auch 
oft Bruchspalten oder Schollenverschiebungen deutlich an der Oberfläche; 
das Erdreich scheint nicht selten in Fiuß zu geraten. 

Früher beschränkte man sich darauf, die fühlbaren Wirkungen der Erd- 
beben (makrosei mische Erscheinungen) nach der Stärke und Zeitfolge mög- 
lichst zuverlässig zu sammeln und einerseits Linien gleicher Erschütterungs- 
stärke oder sog. Isoseisten, andererseits solche gleichen Eintreffens der 
Bewegung — Homoseisten (in Minuten) — geographisch festzulegen. Im Mittel- 
punkt dieser bald kreisförmigen, bald länglich gestreckten Kurven suchte man dann 
das Epizentrum oder den Ort, wo der von unten kommende Erdbebenstoß die 
Oberfläche erreicht; es entspricht das Epizentrum im allgemeinen nicht einem Punkt, 
sondern stellt eine kleinere oder größere Fläche dar. Verschiedene Verfahren wurden 
dann angewandt, um den unter dem Epizentrum gelegenen Herd des Bebens 
zu finden. Im allgemeinen scheint er in keiner bedeutenden Tiefe unter der Erdober- 
fläche zu liegen, selten wohl tiefer als 30 km. 

Eine Statistik 33 ) makroseismischer, d. h. von fühl- und sichtbaren Er- 
scheinungen begleitete/ Erdbeben, die zwar auJE Vollständigkeit keinen Anspruch 
machen kann, immerhin aber über 171000 Erdbeben umfaßt, weist 5i,, 5 % derselben 
auf der Geosynklinale, die sich quer von Mittelamerika ausgehend durch die alte 
Welt zieht, 38, 5 % auf der den Stillen Ozean umkreisenden Synklinale nach, so daß 
auf alle übrigen Gebiete nur 9% jener Zahl entfallen würden. Man wird annehmen 
müssen, daß diese Angaben in betreff der Ozeane noch zu lückenhaft sind, immerhin 
lokalisieren sie die Erdbebenregionen schon gut nach tektonischen Gesichtspunkten. 
Zu einem etwas anderm Ergebnis gelangte eine Untersuchung 34 ) über die Verteilung 
der Epizentren solcher Erdbeben, deren Ausbreitungsgebiet auf Grund der feineren 
mikroseismischen Beobachtungen, wie sie unten beschrieben sina, festgestellt werden 
konnte. Dabei wurden diejenigen von sehr großer Reichweite als Großbeben allen 
übrigen ohne Rücksicht auf die Wirkungen, den sog. Kleinbeben, gegenübergestellt. 
Danach ergab sich ein großer Unterschied zwischen dem inselreichen Südwestteil 
des Großen Ozeans als wahrer Erschütterungsregion und dem durch Inselarmut aus- 
gezeichneten übrigen Teil, der fast als „aseismisch" oder erdbebenarm gilt. „Seis- 
misch" ist auch nach dieser Begriffsbestimmung der gesamte Rand des Pazifischen 

33 ) S. Comte de Montessus de Bailore, Lss tremblements de la terre. 
Geographie seismologique. Paris 1906, mit 92 Kärtchen. Wesentlich auf diesem 
Werk beruht die kartographische Darstellung, die F. Frech in den „Tektonischen 
und seismologischen Übersichtskarten der Erde" in Merkatorprojektion, Maßst. im 
Äq. 1 : 80000000 in Pet, Mitt. 1907, Taf. 19, veröffentlichte. — 34 ) Vergl. E. Rudolph 
u. S. Szirtes „Zur Erklärung der Verteilung von Großbeben". (Pet. Mitt. 1914, 
I, 124 — 30. 184—89, mit 2 Erdkarten in schiefachsiger mittabstandstreuer Azi- 
mutalprojektion, Zentrum in Straßburg, im Kugelmaßstab 1:47200000, nicht. 
1 : 38000000. Vergl. dazu die Einwände von H. Wagner in Pet. Mitt. 1914; I, 324.) 

20* 



Buoh II. Physikalische Geographie. - Kapitel II. Das Pestland. 

os, ebenso der große sich quer doroh die Kontinentalmassen ziehende! wohl 
mediterran genannte Gebirgsgürtel, nur daß dieser mehrfache Unterbrechungen 
erleidet. Getrennt davon gelten China und das Gebiel am den Baikalsee als eigene 
seiamisohe Regionen, von kleineren abgesehen. Aus der [Jmrandnng des Atlantischen 

und Indischen O/.eans sind Großbeben, wie sie die des Großen O/.eans kennzeichnen, 
kaum bekannt, 

In neuerer Zeit ist die Erdbebenkunde oder Seismologie eine eigene 
Zweigwissensohafl der Geophysik geworden. Die altern Seismometer wie z. B. die 

ksilberschakn, die bei leisester Erschütterung Teile des Quecksilbers m be- 
stimmte Hinnen des Beckenrandes laufen und dadurch Stärke und Eliohtung des 

- abschätzen ließen, sind durch seihst registrierende Seismographen ersetzt, 
die jede leiseste Erschütterung nach der Zeitfolge aufzeichnen. Im Jahre 1911 
gab os bereits gegen 3(R> Erdbebenstationen, die mit solchen feinen Apparaten ver- 
sehen waren und deren Aufzeichnungen in Zentralstellen (Erdbebenwarten) 

imelt und zu Erdbebenkatalogen vereinigt werden. Zur richtigen Erkenntnis 
der Arten der Eortpflanzungswellen der Erdbeben und ihres Verlaufes längs der 
oberflächlichen Erdrinde oder durch tiefere 'Teile des Erdkerns ist man erst gekommen, 
serl man die Erdbehenpendel durch Dämpfung von den Eigenschwingungen der 
Instrumente hefreit hat und die stark vergrößerten Diagramme auf langsam sich 
drehenden Hollen auffangt; denn erst dadurch lernte man die einzelnen Phasen 
«Ter sich bei jedem Beben übereinander lagernden Wellen unterscheiden. 

Ein erstes Ergebnis dieser mühsamen Untersuchungen ist, daß den Haupt- 
w eilen, die durch eine große Amplitude der Schwingungen, also durch starke seit- 
liche Ausschläge des Instrumentes, die jeweilige Stärke der Hauptstöße am Erd- 
bebenherd erkennen lassen, zwei weit rascher vorauseilende ..Vorläufer" von so 
geringer Amplitude vorhergehen, daß sie (}cn älteren Instrumenten ganz entgingen. 
I'nter diesen Vorläufern treten die ersten in Form von Longitudinalwellen, also 
Bewegungen der Erdteilchen in der Richtung der Fortpflanzung, die zweiten als 
Iransversalwellen quer zu letzteren auf. Fest steht ferner, daß die ersten dieser 
Vorläufer eine mit der Entfernung der Beobachtungsstation vom Herd allmählich 
wachsende Geschwindigkeit von 8 bis 12 oder 13 km in der Sekunde besitzen, wenn 
man diese längs des größten Erdkreises mißt, die zweiten Vorläufer nur eine solche 
von 4 Ins etwa 7 km, während den Hauptwellen kaum eine größere Geschwindigkeit 
als 2 bis 4 km zukommt. Hieraus kann geschlossen werden, daß letztere sich in der 
Tat nur in der oberflächlichen Schicht der Erdrinde fortpflanzen, die Vorläufer sieh 
dagegen in ihrem voraussichtlich gebogenen Verlauf um so mehr dem Erdmittel- 
punkt nähern oder mehr durch das Erdinnere gehen, je weiter der Beobachtungsort 
vom Herde liegt 35 ). 

Neuerdinga glaubt man zugleich bei Beobachtung sehr ferner Beben bemerkt 
zu haben, daß diese Zunahme der Geschwindigkeit der „Vorläufer" gewisse Unter- 
brechungen erfahrt, sobald die Wellen bei ihrem Lauf durch die Erde sich dem Erd- 
mittelpunkt nähern. Danach scheinen Unstetigkeitsflächen im Gesteinsmantel 
und Erdkern einzelne mächtige Schichten verschiedener Dichten zu scheiden. Sie 
Würden nach den letzten Berechnungen in rund 1200, 1700 und 25001"" Tiefe von 
der Erdoberfläche aus gerechnet liegen 36 ). (Vergl. oben S. 136.) 

Nachdem die jüngste Forschung ergeben hat, daß die einzelnen Erdbeben- 
Btationen auf die Hauptwellen verschieden reagieren, je nach der Richtung, aus 
welcher der Stoß eintrifft, ist zu hoffen, daß die Instrumente viel zur Erkenntnis 

oiogiBchen Baues ihrer Umgebung beitragen werden. 

Seebeben und Erdbebenfluten. Wie man auf dem Lande gewisse 
Sr hütterungsgebiete unterscheidet, so bat die Sichtung des Materials, welches 

35 ) E. Wiecherf und K. Zöppritz, Über Erdbebenwellen; Nachr. d. k. 
1 Wi- Göttingi d, .M -ith.-phys. Kl. 1907, Heft 4. — 36 ) Vergl. L. Geiger u. 
B. Miltenberg, s. o. S. 136, Anm. 41. 



§ 133. Erdbeben. — § 13-4. Vulkanische Tätigkeit. 309 

Schiffsberichte geliefert haben, auf ähnliche Kegionen in den Ozeanen geführt. 
Solche finden sich z. B. im Karibischen Meer, zwischen den Azoren und Portu- 
gal, im äquatorialen Gebiet des Atlantischen Ozeans, im Mitteimeer und 
längs der Küsten des Pazifischen Ozeans 37 ). Schiffe, welche über diese Ge- 
wässer hinweg fuhren, berichten über eigentümliche Geräusche und Stöße, 
die sie erfahren haben, ohne daß im allgemeinen am Seespiegel oder an be- 
nachbarten Ufern eine nennenswerte Bewegung des Wassers beobachtet ward 
Man nimmt an, daß man es hierbei mit Beben des Meeresbodens zu tun hat, 
welche sich wellenförmig auf die Wassermasse fortpflanzen. 

Von weit größerer Wirkung sind dagegen die sogen . Erdbeben- 
fluten, die viel seltener vorkommen, aber rücksichtlich ihrer Ausbreitung 
und zerstörenden Gewalt zu den großartigsten Naturereignissen gehören. 

Meist weicht hierbei an den betreffenden Küsten das Meer zuerst zurück, 
um nach einiger Zeit als eine hohe und mächtige, alles niederreißende Welle zum 
Ufer_z.urückzukehren und dies in Pausen zu wiederholen. Diese Bewegung breitet 
sich über die größten Meeresbecken aus 38 ). So vermochte man die große Flutwelle 
des Erdbebens von Peru im J. 1868 quer über den ganzen Ozean bis nach Australien 
zu verfolgen 39 ). Beim Ausbruch des Krakatoa in der Sundastraße im J. 1883 (s. u.) 
traf der Wellenberg nach 17 Stunden um Afrika herum laufend am Kap Hoorn 39 ) 
ein. Die niedrigen Koralleninseln der Südsee stehen solchen Fluten wehrlos 
gegenüber. 

Da manche bedeutende Erdbeben, die ihr Zentrum unmittelbar am 
Strande hatten, wie dasjenige von Charleston 1886, welches die ganze Ost- 
hälfte der Vereinigten Staaten erschütterte, das Meer kaum irgend in Mit- 
leidenschaft zogen, andererseits unterseeische Vulkanausbrüche, wie im Mittel- 
meer, nachweislich solche Flutwellen erzeugt haben, so müssen diese Erd- 
bebenfluten vielleicht überhaupt auf Vulkaneruptionen zurückgeführt wer- 
den. Der unterseeische Ausbruch würde dann den gewaltigen Aufruhr des 
Meeres hervorbringen, der an den Küsten die Fluten erzeugt 40 ). 

§ 134. Vulkanische Tätigkeit 41 ). Im Gegensatz zu den eben ge- 
schilderten Bewegungen der Erdrinde versteht man unter vulkanischen Er- 
scheinungen alle diejenigen, welche mit einer Herausbeförderung erhitzter 
Stoffe an die Erdoberfläche verbunden sind. Diese besteht zuweilen aus- 
schließlich in Aushauchung von Wasserdampf und Gasen. Dieselben sinr 
geeignet, das durchdrungene Erdreich aufzulockern, aber bleiben immer und 

37 ) E. Rudolph, Über submarine Erdbeben und Eruptionen in Gerlands 
Beitr. z. Geophysik, I, 1887, mit Karte, und II, 1895. — 38 ) Auch das große Erd- 
beben von Lissabon 1755 scheint sein Zentrum im nahen Westen gehabt zu haben 
und ist sicher von einer solchen Erdbebenflut an der portugiesischen Küste be- 
gleitet gewesen, doch beruht die Darstellung der Ausbreitung dieser Flutweile bis 
Nordamerika und Island (B.erghaus, Phys. Atlas, 2. Aufl. 1850 und 3. Aufl. 1892. 
Taf. 3) nicht auf sicherm Material. — 39 ) Berghaus, Phys. Atlas, 1. Abt. 1892, 
Tai. 3. — 40 ) Nach E. Rudolph, s. Anm. 37. Inwiefern freilich sehr rasch hinter- 
einander folgende Erdbebenstöße ähnliche Wirkungen auf das Meer hervorrufen 
können, ist noch nicht festgestellt. — 41 ) Das die ältere Theorie der Vulkane umgestal- 
tende Werk ist: G. Poulett-Scrope, Über Vulkane, 1862, deutsch von A. v. Klöden, 
1872, dem sich später anschloß J. W. Judd, Volcanoes, London, 4. ed. 1888. Die 
neuern, besonders durch Stübel, Branca u. a. angeregten Anschauungen werden 
übersichtlich und gemeinfaßlich erläutert in H. Haas, Der Vulkan, Berlin 1903. 
Mit guten Abbild. Vergl. auch Supan, Phys. Erdk., 6. Aufl. 1916, 382—417 und 
besonders „Der Vulkanismus" von F. v. Wolff, Bd. I, Allg. Teil, Stuttg. 1914. 
Ferner die Berichte von E. Rudolf u. E. Tams im Geogr. Jahrb. 



S10 Buch, ll. Physikalische Geographie. — Kapitel 11. Das Festland. 

Nebenerscheinungen. Zuweilen quellen aus zahlreichen Offnungen eines 
Geländes Blassen schlammigen, mit Wasserdampf und Gasen durchtränkten 
Eidreichs und Bchütten Bich allmählich zu kleinen, kegelförmigen Schlamm- 
Vulkanen auf. die an der Spitze einen kleinen Krater besitzen. Niemals 
aber handeil es sich hierbei am ein Empordringen vulkanischen Gesteins; 
und da man solche Gasentwicklungen nicht selten unter lockerm und durch- 
feuchtetem Sediment auftreten sieht, so erkennt man. daß die Ursprungs 

statten nicht tief liegen kennen' 2 ). 

ähnlich verhält es sich mit den Springquellen oder Geysir, die für 
Ine Vulkangebiete - - wie Island, Neuseeland, den Yellowstonepark 

innerhalb der Felsengebirge Nordamerikas. - bezeichnend sind. Aus nied- 
rigen Sinterkegeln weiden in längern oder kürzern Zwischenpausen Strahlen 
heißen Wassers durch die Gewall der sich am Grunde der Quelle zuerst bilden- 
den Dampfmassen emporgeworfen. Diese Dampfbildung entzieht dem über- 
hitzten Wasser Wanne, so daß eine Zeit vergeht, bis die Spannkraft des 
Dampfes den Druck der Wassersäule von neuem überwindet, tat schließlich 
die gesamte Wassermasse zum plötzlichen Übergang in Dampf bereit, so er- 
schöpft Bich die Kraft der Erscheinung mit einer letzten Kxplosion und es 

tritt eine bagelange Ruhe ein 13 ). 

Wo aber eine deutlich ausgebildete Röhre besteht, durch welche das 
in der Erdrinde eingeschlossene Magma mit der Oberfläche in Verbindung 
treten kann, dringl das gewaltige Glutgemisch zugleich mit Massen von Wasser- 
dampf und explodierenden Gasen an die Oberfläche, sobald die Steigkraft 
des Magmas die Widerstände der verschlossenen Röhre zu überwinden vermag. 

Die Einzel Vorgänge der Eruptionen können hier nur skizziert werden. 
Dieselben pflegen durch Erschütterungen des Bodens und unterirdische Getöse 
eingeleitet zu werden, herrührend von den kochenden Bewegungen des empordrin- 
genden (dutbreis. Mit Eröffnung eines neuen Kraters oder Entfernung des alten 
Ki.itii verschlusses beginnt das Ausströmen der Dcämpfe und die Explosionen der 
Gase über einer von unten beleuchteten mit Funken durchsetzten Säule, sieh zu 
breiten Wolkendecken zusammenballend und ungeheures Material mit hinaus- 
befördernd. Unförmliche Schlackenstücke von oft riesiger Größe gewinnen auf 
diesem Wege die Gestalt gerundeter „vulkanischer Bomben" und fliegen Hunderte 
von Metern weit; Felsstücke der durchbrochenen Erdrinde werden dabei mitgerissen. 
Weil größer ist die Masse ihr zerbröckelten und zerriebenen vulkanischen Sande 
und Aschen (Lapilli oder Rapilli in Italien genannt), die hoch in die Luft geschleudert 
werden, so daß sie dieselbe über weite Flächen verdunkeln und weit und breit die 
ad mit ihren Ablagerungen bedecken. Der Wasserdampf, der sich in der höhern 
Atmosphäre rasch verdichtet, gibt zu wolkenbruchartigen Regengüssen und zur 
Bildung verheerender Gießbäche Veranlassung, welche sich mit der Asche mischen 
und diese in eine breiartige Masse verwandeln; aus dieser bildet, sieh durch Ver- 
härtung der 90g. vulkanische Tuff (Peperin, Puzzolanerde). Elektrische 
Entladungen begleiten diese Gewitter. Nicht immer wird die Eruption auch von 
dem Erguß zusammenhängender geschmolzener Steinmassen, der Lava, begleitet, 
welehe den Krater anfüllend an den Seitenwänden des Eruptionskegels als zäh- 
flüssige Massen herabgleiten oder aus plötzlich aufgerissenen Seitenspalten des 
Berges hervorquellen. Rasch bildet sich auf diesen eine Erstarrungskruste, aber 



* 2 ) Die Schlammvulkane werden daher zuweilen von der Betrachtung vulka- 
nischer Bildungen ganz ausgeschlossen. Vergl. Penck, Handb. d. Morph. 1894, I, 
•~>4 ff.. Wolf f , a. a. ö. <>:5.'5. — - ,:! ) Theorie von Bob. Bunsen (Ann. d. Physik u. Chemie 
1847, Bd. 72, S. 79 ff.) Einwände gegen dieselbe erhob H. v. Lang (Nachr. d. k. 
d. Wiss. Göttingen 1880, 22öff.) Näheres in Wolff, Vulkanismus, 622—28. 



§ 134. Vulkanische Tätigkeit, 311 

sie bewahren ihre Wärme oft Jahrzehnte. Einzelne Vulkane, wie die der Hawaiischen 
Inseln, treiben sehr dünnflüssige Lava aus, die rasch fließend nach allen Seiten flaohe 
Ströme ergießt. Monatelang dringen aus der erkalteten Lava oder Rissen des Kegels 
Wasserdampf mit Beimischung anderer flüchtiger Stoffe — die sog. Fu mar ölen 
— hervor. Eine seltenere Erscheinung ist das Hervorpressen von Teilen der den 
Berg krönenden Kuppe als kompakte Felsmasse, wie sie nadeiförmig bis zu 360 m 
an Höhe den Vulkan des Mont Pelee auf Martinique seit dem furchtbaren Ausbruch 
vom J. 1902 kürzere Zeit überragte 44 ). Bei letzterm wirkte zudem nichts so ver- 
nichtend als glühend heiße, hochgespannte Gase, die seitwärts aus dem Berge hervor- 
brachen und mit furchtbarer Gewalt über St. Pierre hinstrichen. — 

Die Größe des Einzelausbruchs charakterisiert man einerseits nach dem Ver- 
breitungskreis begleitender Erscheinungen, andererseits nach der Masse des heraus- 
beförderten Materials. Beides steht nicht immer im gleichen Verhältnis. Der 
Schall des Explosionsgetöses verbreitete sich beim Ausbruch des in der Sundastraße 
gelegenen Krakatoa (Aug. 1883) bis über Ceylon und Manila hinaus 45 ), also mehr 
als 3000 km weit; beim Tambora (1815) auf Sumbawa, einer der Kleinen Sunda- 
inseln, kaum halb so weit, aber die Masse der Auswürflinge wird bei ersterem nur 
auf 18, beim Tambora auf 103 cbkm geschätzt 46 ). Die Verbreitung der leichteren 
unter diesen hängt natürlich von den herrschenden Winden ab. Aschen gelangen 
oft in Luftschichten mit andern Strömungen, als sie unten herrschen. Beim Aus- 
bruch des Coseguina an der Westküste Zentralamerikas von 1835 ward die Asche 
den Passaten entgegen 1300 kra weit nach Jamaica getragen. Fein zerstiebter Staub 
gelangte beim Krakatoaausbruch in so hohe Luftschichten, daß er sich jahrelang, 
die Erde mehrmals umkreisend zu halten vermochte, um eigenartige Dämmerungs- 
erscheinungen hervorzurufen 47 ). 

Theorie des Vulkanismus. Unwillkürlich denkt der Laie, wenn 
von Vulkanen die Rede ist, an mehr oder weniger kegelförmige Berge. Die 
Bildung solcher Vulkanberge ist aber nur eine der Formen, in denen sich 
die vulkanische Tätigkeit äußert. In manchen Teilen der Erdoberfläche 
sind gewaltige Gebiete deckenförmig mit eruptiven Massen überlagert, 
deren Mächtigkeit Hunderte von Metern übersteigen kann. 

Dies gilt besonders von dem Kolumbiaplateau im Bereich der Felsengebirge 
Nordamerikas und vom nordwestlichen Dekan in Vorderindien mit den wohl 
600000 1 14111 einnehmenden Trappdecken. Kleinere Flächen nehmen die gleichen 
Gebilde in Spanien, Kleinasien und Island ein. Hier muß überall die Erdrinde an 
zahllosen Stellen den glutflüssigen Lavamassen ohne eigentliche Bergbildung einen 
Ausweg geboten haben. 

Es liegt nahe, diese Form von Deckenbildung durch eruptive Massen 
bereits einer hinter uns liegenden Periode der Erdgeschichte zuzuweisen, 
während seit der spätem Tertiärzeit und bis in die Gegenwart hinein mehr 
die Bergaufschüttung an einem oder mehreren nahbenachbarten Erup- 
tionszentren hervorgetreten ist. Diese Wahrnehmung ist einer der Haupt- 
gründe, weshalb man sich von der Fortexistenz eines allen Vulkanen 
gemeinsamen glutflüssigen Magmaherdes losgesagt hat, den man für die 
ältesten Zeiten der Rindenbildung der Erde wohl annehmen muß. Eine neuere 
Theorie 48 ) denkt sich den weitern Entwicklungsgang derart, daß sich zu- 
nächst über der ursprünglichen Erstarrungskruste durch das unausgesetzte 

44 ) A. Lacroix. La Montagne Pelee et ses eruptions, Paris 1904. Vergl. 
K. Sapper in N. Jahrb. f. Mineral. Bd. II, 1 ff . — 45 ) Berghaus, Phys. Atlas, 
]. Abt. Nr. 3. — 4Ö ) Penck, Morph. I, 437. — 47 ) Pet. Mitt. 1886, 10—24 nach Ver- 
beeks Hauptwerk. — 48 ) A. Stübel, Das Wesen d. Vulkanismus, Berlm 1897; 
Derselbe, Ein Wort über den Sitz der vulkan. Kräfte in der Gegenwart, Leipzig 1901. 



31] Buch II. Physikatiaohe Geographie. Kapitel IL Pas Festland. 

eten eruptiver Massen eine Art Panferdecke gebildet habe, in dei 
dann größere oder kleinere Einseiherde ;ils Sitse der vulkanischen Tätig- 
keil für Bp&tere Zeiten surfickgeblieben sind; dir Letztern müßten sich dann 
im Laufe der Zeiten an Raum verringert und voneinander getrennt haben, 
der Erdoberfläche dabei näher und näher rückend, um sich schließlich durch 
Eruptionen völlig su erschöpfen. 

Nicht jedem einzelnen Vulkanberg kommt nach diesen Anschauungen ein 
solches Magmanesl oder ein eigener peripherischer Herd zu. Einen gemeinsamen 
wird man al>er für diejenigen Vulkangruppen annehmen müssen, bei denen die 
Eruptionen sieh in gleichartigem Wechsel der Beschaffenheit der Auswurfstoffe 
und Gtatsausströmungen vollziehen**). 

Was nun den Mechanismus der Emporhebung des unterirdischen Mag- 
mas betrifft, so ist man aber diese schwierige Frage noch wenig im Klaren. 
Halt man an kleinem peripherischen Herden fest, SO kann dabei kaum der 
oft L jene Druck sinkender Erdschollen als Ursache des Empor- 

quellens gelten, weil letzteres doch in Form plötzlicher Eruptionen geschiebt, 
während solche tektonische Vorgänge sich nur ungemein langsam vollziehen. 
Neuerdings will man das Steigen des Magmas wieder auf ein Stadium des 
Aufblühens zurückführen 50 ), welchem die glutflüssige Masse während 
der Abkühlung unterliege, wie dies bei manchen Schmelzflüssen unter sehr 
hohem Druck experimentell wohl nachgewiesen ist. Andere halten nach wie 
vor (hu erneuten Zutritt von Wasser und damit gewaltige Dampfbildung 
für die Vorbedingung des K-mpordringens. Wie dem auch sei, Schwierigkeit 
bereitet bei Erklärung aller dieser Vorgänge noch immer der Ursprung der 
gewaltigen Blassen Wasserdampfes, welcher den tätigen Vulkanen — wenn 
auch nicht in allen Stadien der Eruption — sichtlich entweicht und ohne 
dessen Niederschläge die Bildung von Tuffmassen nicht denkbar ist. 

Die Tatsache, daß man die meisten der tätigen Vulkane auf Inseln oder in 
Küstenländern beobachtete, schien dem Gedanken Vorschub zu leisten, daß ein- 
dringende- Meerwasser ein wichtiger, ja unentbehrlicher Faktor vulkanischer 
Arbeit 6ei. Indessen sind viele der größern Vulkane, wie z. B. diejenigen Ecuadors 
oder Mexikos mehrere hundert Kilometer von der heutigen Meeresküste entfernt; 
und seit man solche Feuermassen mitten im afrikanischen Kontinente gefunden 
hat, muß diese Ansicht wohl aufgegeben werden. Gegen die Herkunft des Wasser- 
dampfes aus Sickerwasser, wie es die oberflächlichen Schichten der Erdrinde 
durchfeuchtet und durch Niederschläge, fließende und stehende Gewässer der Ober- 
fläche, sowie das Heer in die Tiefen gelangt, um dann teilweise als Quellwasser oder 
auch als Therme wieder zutage zu treten — man hat diese, die eigentliche Hydro- 
sphäre bildenden Wasser wohl als „vadose" (d. h. seichte) zusammengefaßt — 
spricht manches: So einerseits die Unregelmäßigkeit der eruptiven Tätigkeit gegen- 
über der als ununterbrochen anzunehmenden Zufuhr solchen vadosen Wassers; 
anderer-« dta konnte dieses bei der hohen Temperatur im Erdinnern nur in Dampf- 
form zum Feuerherd dringen und also kaum mehr Träger aller der chemischen Bei- 
mischungen sein, die man gleichzeitig mit den Wasserdampfmassen den Vulkanen 
entweichen rieht. Diea hat einige Forscher 51 ) zu der Ansicht geführt, daß durch 

49 ) A. Bcrgcat, St Übels Untersuchungen über die Eruptionszentren in Süd- 
amerika (Zentral!,!, f. Mineral. 1902, N. 23). — 50 ) A. Stübel, Vulkanismus, 24 ff. 
— n ) Tschermack, l'her den Vulkanismus als kosmische Erscheinung (Sitzber. d. 
Wiener Akad., Math.-Xat. Kl., 75. Bd. 1877). — E. Sucß, Über heiße Quellen, 
(Verli. deutscher Naturforscher, 1902, Allg. Teil). Die Ansichten von Sueß u. a. 
haben in A. Bonn (Recherches SUT lVxhalation vulcanique. Gent 1911) einen 
scharfen Gegner gefunden, dessen Analysen vulkanischer Exhalationen ergaben, 



§ 134. Vulkanis.hr Tätigkeit. 313 

das Magma selbst die Entgasung der umgebenden Erdrinde bewerkstelligt 
werde. Es steht ja außer Zweifel, daß bei der Gesteinsbildung gewaltige Massen 
von Wasser gebunden werden. Bei der im heißen Erdinnern erfolgenden Zersetzung 
soll dies mitsamt der Fülle begleitender Stoffe in Gasform dem Gesteinsraaterial 
wieder entzogen und so als „juveniles", also jugendliches Wasser bei den Erupt innen 
wieder der Erdoberfläche zugeführt werden. Indessen haben auch diese Anschauungen 
sich noch nicht allgemeine Geltung verschafft. 

Die zweite Frage, die im Vordergrund der Erörterung steht, ist die, 
ob das Vorkommen der Vulkane an Spalten in der Erdrinde gebunden 
ist. Zuerst ward dies ziemlich schematisch aus der geographischen Anord- 
nung der mehr oder weniger gesellig auftretenden Vulkangruppen geschlossen, 
die allerdings scheinbar sehr häufig eine reihenförmige ist. Vertieft ward 
diese Anschauung, als man erkannte, daß ein solches geselliges Auftreten 
tertiärer, wie neuerer Vulkanmassen ganz vorzugsweise in solchen Teilen 
der Erdoberfläche erfolgt, die auch nach anderer Richtung als Regionen leb- 
hafter tektonischer Bewegungen, insbesondere als Ränder von Senkungs- 
feldern usw. zu gelten haben 52 ). Hierher gehört in erster Linie die Umsäumung 
des großen Ozeans mit ihren zahllosen reihenförmig angeordneten Vulkan- 
gruppen (vergl. § 165). Diese sog. Spaltentheorie hatte vor Jahren die 
ältere Hebungstheorie so ziemlich verdrängt. Ihr gegenüber weisen die 
Gregner einerseits darauf hin, daß solche vermutete Spalten und Verwerfungen, 
welche dem empordringenden Magma die Wege zur Oberfläche bahnen, bis- 
her gerade dort, wo sich die Vulkane erheben, in den seltensten Fällen geolo- 
gisch nachgewiesen seien. Andererseits 53 ) gibt es tatsächlich Gegenden, wo 
die horizontal gelagerten Schichtengesteine massenhaft dirch Explosions- 
krater quer und unmittelbar ohne Vorhandensein einer Spalte durchsetzt 
sind. Dies hat man unzweifelhaft an den Vulkanen der Eifel, am Nordfuß 
der schwäbischen Alb sowie in Schottland gefunden. 

Ist hierdurch die Spaltentheorie in ihrer engsten Anwendung auch 
erschüttert, so hat man doch unweit eruptiver Durchbrüche so vielfach Stö- 
rungslinien im Aufbau der Erdrinde nachgewiesen, daß man solche Strecken 
geringern Widerstandes nach wie vor als Gegenden wird ansehen müssen, 
die den in voraussichtlich geringer Tiefe befindlichen Magmaherden gestatten, 
die Erdrinde stellenweise zu durchbrechen, sei es in der Form der geschilderten 
Explosionskrater, sei es durch größere Eruptionsschlote. 

Die Einzelformen vulkanischer Erhebungen 54 ). Wenn auch 
in Einzelfällen die Ränder durchbrochener Erdschichten etwas aufgewölbt 
sein können, so ist im allgemeinen die Kegelform vulkanischer Erhebungen 
nicht, wie man früher innerhalb der sogenannten Hebungstheorie an- 
nahm, durch wirkliche Erhebung von unten gebildet, sondern durch Auf- 
schüttung und Aufschichtung der von innen herausgeförderten Stoffe. 
Die im Laufe der Zeit durch Erosion so stark abgetragenen Vulkanrümpfe 
haben dies dargetan. Der Einblick in den innern Bau der Berge ließ zugleich 
die sog. homogenen, d. h. aus gleichartigem Material aufgebauten Vulkan- 
berge von den Schicht- oder Stratovulkanen unterscheiden 55 ), bei welchen 

daß diese ärmer an Wasserdampf seien als die umgebende atmosphärische Luft. 
— 52 ) Ed. Sueß, Das Antlitz der Erde, I, 1885. — 53 ) W. Branco, Schwabens 
Vulkan-Embryonen, Stuttg. 1895; derselbe, Neue Beweise ü. d. Unabhängigkeit 
der Vulkane von präexistierenden Spalten (Neues Jahrb. f. Mineral., 1898, I). — 
54 ) E. de Martonne, Traite de geographie physique, Paris 1909, Chap. VI; Reliefs 
volcaniques. — 55 ) K. von Seebach, Zeitschrift d. deutschen Geolog. Gesellsch. 
1866, Bd. 18, 643. 



314 Bach M. Physikausche Geographie. Kapitel II. Das Pestland. 

letateren festere Lavasohiohten mil lockeren Tuff- und Geröllmassen wechselten. 

Je nach dem Material komineu steile Aufschüttungen bis zu 30°, 35° und 
mehr längs der Kegelwände vor; bo steile Böschungen Ereilich mir am obersten 
v i nkegel "der Kraterrand. Reine Lavavulkane wie die der Hawaiischen 
Inseln erreichen selten ein steileres Profi] als s° - 10°. Nicht alle Vulkanberge 
•i an ihrem Gipfel einen kessel- oder trichterförmig ausgehöhlten Krater 
als obersten Rand der ehemaligen oder noch tätigen Ausbruchsstellen, son- 
dern enden mit einer Btumpfen domförmigen Kuppe. Das gilt besonders 
von den zahlreichen Vulkangipfeln der Äuvergne in Frankreich (Puy-Form). 
Andere sind (hucli einen pyramidenförmigen Auswuchs am Gipfel, 

deutliche Reste eines solchen (aber gleichfalls ohne Krater) ausgezeichnet. 
Ziemlich scharf stellen sich diesen Formen die Vulkane gegenüber, welche 
durch einen steil Dach innen sieh kesseiförmig herabsenkenden mächtigen 
Ringwall, der sog. Somma (Vesuv) oder Caldera, gekrönt sind, in dessen 
Senke rieh vielfach später aufgebaute Aschenkegel erheben. Während man 

verschiedenen Formen früher einfach auf verschiedene Entwicklungs- 
stadien der Vulkane zurückführte, will sie eine neuere Anschauung scharf 
voneinander scheiden (Stübels Vulkantheorie). Diese stellt jene dom- 
förmigen mit den Calderavulkanen auf eine Linie und betrachtet sie als mo- 
nogene, d. h. Bie sollen im wesentlichen nur durch eine einmalige gewaltige, 
wenn auch auf lange Zeil fortdauernde Entleerung des unter ihnen befind- 
lichen peripherischen Herdes bis zu dessen völliger Erschöpfung gebildet 
sein. In den Dombergen wäre hiernach die Krönung des einmaligen Aus- 
bruches erhalten, in den Calderabergen dagegen die Lavamasse vor ihrer 
gänzlichen Erstarrung in den Eruptionsschacht und mit diesem zurück- 
gesunken. Die Pyramidenform könnte möglicherweise durch Emportreiben 
mächtiger geschlossener Staukuppen entstanden sein, wie sie die Erfahrung 
wieder an den PeleeaUBbruchen von Martinique 1902 kennen lehrte. — So- 
bald nach großen Ruhepausen, während welcher der Vulkan durch die Ver- 
witterung und Abtragung mannigfache Umgestaltung seiner äußern Form 
erfahren haben kann, dieser beginnt durch Krater- und Aschenkegel-Bildung, 
Lavaströme und andere Begleiterscheinungen sich von neuem aufzubauen, 
hätte man es mit polygenen Bildungen zu tun. Die meisten noch heute 
oder in jüngerer Zeit tätigen Vulkane gehören hierher. Sie haben sich hierbei 
Eruptionsschachte aufgebaut, die leicht auch späteren Ausbrüchen die Wege 
• n. 

Die Mehrzahl der Vulkane wirft gleichzeitig Material aus, das den durch- 
brochenen Erdschichten entnommen ist. Es gibt aber auch Fälle, wo ausschließlich 
dieses letztere hinausgeschleuderi wird, ohne daß glutflüssige Masse folgte. Das 
t besonders bei explosiven Ausbrüchen vorzukommen, die an der Erdober- 
fläche oft neue kraterförmige Vertiefungen (Maare) bilden. Die Verwitterung legt 
nicht selten wie in der schwäbischen Alb solche tufferfüllten Durchbruchsschlote 
bloß (Über die Verbreitung der Vulkane § 165). 

Eine off t Doch, ob das Auftreten von vulkanischen Erhebungen 

aber dem Meeresboden indem Gesetzen wie auf dem Festlande folgt. Daß hier 
aeben weiten vulkanisch« n Gebieten andere vorhanden sind, in denen die Auftürmung 
von hohen Gipfeln massenhaft und weit zahlreicher als in subaerischem Gebiet 
erfolgt ist, darf man vielleicht aus den Koralleninseln der Südsee schließen, deren 
.Sockel fast immer die steilen Böschungen vulkanischer Bildung zeigen 56 ). Die 

M ) Gerland, Vulkanist. Studien, T; Die Korallen inseln (Beitr. z. Geophysik, 
II. 25—70; s. a. Pet. Mitt. 1895, 79). 



§ 135. Strandverochiebungen. :U.> 

meisten hohen ozeanischen Inseln sind rein vulkanischen Ursprungs, keineswegs 
aber alle (§ 193). 

§ 135. Strandvorschiebungen als Beweise epirogonetischer Vorgänge. 
In hohem Grade haben seit Mitte des 18. Jahrhunderts jene Tatsachen die 
Aufmerksamkeit auf sich gelenkt, welche immer zahlreicher an verschiedenen 
Küsten der Erdoberfläche für eine zwar langsame, aber doch stetige und deut- 
lich in ihren Folgen wahrnehmbare Verschiebung der Strandlinie — der Grenze 
zwischen dem Meereswasser und dem festen Ufer — sprechen. 

Teils handelt es sich um ein Aufwärtswandern der Strand- 
linie, die man neuerdings, um im Widerstreit der Meinungen über den Ur- 
sprung der Erscheinungen einen neutralen Ausdruck zu haben, als positiv 
bezeichnet, teils um eine Abwärtsbewegung oder eine negative Strand - 
Verschiebung 57 ). 

Die senkrechte Verschiebung der Strandlinie kommt also hierbei in Frage, 
keineswegs etwa nur diejenige lana- und seewärts ohne Höhenänderung, obwohl 
bei flachen Ufern begreif licherweise ein geringes Steigen oder Sinken der Strand- 
linie im vertikalen Sinn bedeutende Änderungen im horizontalen zuwege bringt. 
Die Küsten gehören ja bekanntlich mit zu den veränderlichsten Gebilden der Erd- 
oberfläche. An zahllosen Stellen des Mecresufers wandert die Strandlinie land- 
oder seewärts, oft aus ganz lokalen Ursachen. Der Wogenandrang spült, durch 
stetige Winde verstärkt, das Ufer ab und zerstört es, so daß also Landverlust ein- 
tritt; oder die Strandlinie weicht infolge von Anschwemmungen weichen Erdreichs 
mit Abdämmung kleiner Küstengewäs-ser immer mehr seewärts zurück und Land 
wird trocken gelegt. Dies alles kann aber lange Zeit hindurch ohne alle Vcrtikal- 
versehiebung der Strandlinie vor sich gehen. 

Die Abwärtsbewegung 58 ) oder negative Strandverschiebung 
ist leichter zu beobachten und tritt auch dem Laien durch die Muschelbänke 
und Anhäufungen von Treibprodukten, welche den Boden des trocknen Stran- 
des weithin bedecken, deutlich vor Augen, und zwar — ■ das ist der springende 
Punkt — an Stellen, welche heute die Wogen auch bei den größten Sturm- 
fluten nicht mehr erreichen. Es wird also hierbei immer Land trocken 
gelegt. Klippen tauchen unweit der Küste auf, das Fahrwasser der Küsten- 
buchten und Flußmündungen wird seichter und schwieriger. 

In der Tat hat diese Erscheinung an der schwedischen Küste die Bewohner 
veranlaßt, verschiedene Ansiedelungen, wie Fischerdörfer, zu verlassen und Kilo- 
meter weit abwärts an den neuen Strand zu verlegen. Landmarken, in die Ufer- 
felsen gehauen, haben ergeben 59 ), daß der Spiegel der Ostsee im Norden durchschnitt- 
lich während der letzten 100 Jahre um etwa 1 m, also jährlich ca. um 1 cm , in Mittel- 
schweden um ca. 2 / 3 dieses Betrages, im Süden verschwmdend unter die Landmarken 
gesunken ist. 

Positive Strandverschiebung fällt weniger in die Augen. In- 
dessen hat die Entdeckung alter Baureste im Wasser, weiter Torfmoore, ja 
ganzer versunkener Wälder mit aufrechtstehenden, im Sand vergrabenen 
Bäumen gleichfalls aufs deutlichste nachgewiesen, daß der Landverlust 

57 ) Diese Bezeichnung rührt von E. Sueß her. (Verhandl. d. k. k. geol. Reichs- 
anstalt Wien, 1880, S. 171.) Der Kritik der beobachteten Erscheinung sind wesent- 
lich die Abschnitte VIII — XIV. im 2. Bde. seines Werkes: Das Antlitz d. Erde, 
1888, gewidmet. — 58 ) Vergl. F. Hahn, Untersuchungen über das Aufsteigen und 
Sinken der Küsten, Leipzig, i. J. 1879, also vor der Sueßschen Kritik, erschienen. — 
59 ) Penck, Morph. II, 1894, 537. Die Zusammenstellungen nach L. Holmström 
(1888). 



3 IG Buoh II Physikalische Geographie. - Kapitel II. Das Pestland. 

mit einet Aufwärtsbewegung dei StrandlinÜ im engsten Zusammenhang 
steht. Bei es unmittelbar, sei es indem dadurch dem Wogenandrang die An- 
näherung, die Belastung und Zerstörung des Ufers erleichtert wird. In manchen 
Fällen kann ein Zusammensacken des durchleuchteten Uferbodens allerdings 
ähnliche Wirkungen hervorrufen, und das Maß der positiven Strandver- 
Bchiebung hat man mit Sicherneil heut.' noch nicht bestimmt. I >ic Gesamte 
heit der Vorgänge erheischt die Aufstellung zahlreicher selbstiegistrierender 
I an allen Küstenpunkten der Erde zur Entscheidung der interessanten 

"U. 

Man hat diese Erscheinungen im 18. Jahrhundert auf eine Niveau- 

Bchwankung des Meeresspiegels zurückgeführt, dann aber die Bewegung auf 

Brdrinde Belbsi übertragen und daher bis vor kurzem stets von Hebungen 

und Benkungen der Küsten oder einem Auf- und Absteigen derselben 
»rochen. In diesem Stadium .sind die Gesamtbeobachtungen auch auf 
Erdkarten übertragen ••), aus denen, abgesehen von den unerforschten Ge- 
bieten, eine ziemlich regellose Verteilung der Erscheinung hervorzugehen 
schien. Seit indessen eine strengere Kritik viele Beobachtungen als irre- 
führend oder unrichtig gedeutet nachgewiesen hat, hat man diese Versuche 
aufgegeben* 1 ). Zugleich kehrte man zu früheren Anschauungen zurück und 
erblickte aus theoretischen Gründen im Schwanken des Meeresspiegels 
bei unbeweglicher Grundlage des Bodens wiederum die Ursache der Erschei- 
nungen"). Indessen mündliche Einzelexforschungen innerhalb beschränkter 
Gebiete aus neuester Zeit weisen langsame Aufwölbungen bestimmter Rinden- 
teile der Erde, speziell von Schweden, wie es scheint, so ausreichend nach, 
daß man langsame, sog. säkulare Bodenschwankungen wie in früheren 
Zeitaltern auch für die Jetztzeit zur Erklärung der fraglichen Verschiebungen 
heranzieht. Aber weil solche Nachweise im einzelnen sehr schwierig zu führen 
sind, wird man gut tun, zurzeit negative Strandverschiebung nicht ohne 
weiteres mit Hebung des Landes, positive mit Senkung desselben gleich- 
bedeutend zu setzen. 

■ n die Ansicht 63 ), daß es sich bei diesen Erscheinungen um eine sog. „Um- 
Setzung der Meere" handelte, wonach zurzeit das Weltmeer das Bestreben haben 
sollte, 'von den Polen mehr nach den äquatorialen Gegenden zu strömen, läßt sich 
trotz des Umstandes, daß negative, mit Landgewinn verbundene Strandverschie- 
bungen vorwiegend und in größerm Betrage in höhern Breiten beobachtet sind, 
sagen, daß dann in diesen Gegenden ein gemeinsames Zurückweichen der Strand- 
Iinie zu bemerken sein müßte. Dies ist jedoch nicht der Fall. Ein etwaiges Ein- 
sinken der großen Meeresbecken oder einzelner Teile kann gleichfalls nicht 
die Ursache sein, da sonst an allen Küsten der Erde Land bloßgelegt werden oder 
der Meeresspiegel sinken müßte, was ebenfalls den Beobachtungen widerspricht. 

Nun schien es, als könne der Massentransport von Sedimenten, welche 
die Flüsse herabführen, den Wechsel der Strandverschiebungen dadurch er- 
klären, daß die länge der Küsten abgelagerten Massen auf das Meer eine an- 
ziehende Wirkung ausübten und seinen Spiegel also höhen. Indessen kann 



60 ) S. <]. Karte in R. Credner, Die Deltas, Erg.-Hcft z. Pet. Mitt. 1877, in 
Hahns Werk 187« (Anm. 58) und Berghaus, Phys. Atl. I, Taf. 3. — 61 ) Neumayr 
hat keine solche Karte. — 62 ) Hauptvertreter dieser Ansicht war Ed. Sueß, Antlitz 
d. Erde, Bd. II, 1888. — 63 ) Die Quellen für alle diese Kontroversen findet man 
am besten in E. Rudolphs u. E. Tams' kurzen Referaten im Geogr. Jahrb. zu- 
sammengestellt. 8. auch I'enek, Morph. II, 525 — 544, und die übersichtliche 
Skizze von Philippson in Geogr. Zeitsehr. I, 1895, 21.3—224. 



§ 135. Strandverschiebungen. 317 

dann kaum auf kürzere Strecken die negative Verschiebung beobachtet wer- 
den, wie es tatsächlich geschieht, und besonders eine zeitlich so rasche Änderung 
nicht eintreten, wie man sie z. B. in Schweden beobachtet hat. Somit dürften 
langsame Aufwölbungen der Erdrinde, wie man für Schweden sie immer 
wahrscheinlicher gemacht hat 84 ), d. h. also epirogenetische Vorgänge (S. 303) 
den Wechsel der Erscheinungen doch am besten erklären, zumal wenn man 
in die Vergangenheit blickt. 

Die alten Strandlinien 85 ). Stark in die Augen fallend sind an 
felsigen Küsten und Buchten die eingekerbten Strandlinien, welche man 
ganz besonders in Norwegen (dort Set er genannt) und Nordamerika, über- 
haupt aber in höheren Breiten hoch über dem heutigen Meeresspiegel wahr- 
nimmt. Meist ist ihnen eine Strandterasse mit Muschelbänken vorgelagert. 
Kein Zweifel, daß das Meer einst in der Höhe dieser Linien stand, wenn man 
ihre Entstehung auch mit größerem Recht auf Zeiten zurückführt, in denen 
Eisschollen, sich an den Felswänden reibend, diese Spuren hinterließen. Denn 
die Meeresbrandung kann unmöglich in den engen Fjordkanälen eine solche 
erodierende Wirkung ausüben. Andererseits fehlen die Strandlinien zumeist 
an den Außenküsten z. B. Norwegens und haben sich dagegen im Innern 
in solchen Höhen (bis zu 1100 m ) nachweisen lassen 66 ), daß das Meer diese 
Gegenden nicht erreicht haben kann. Dies hat zu der Vermutung geführt, 
daß die Strandlinien in einstigen Binnenseen, die in der Eiszeit gegen die Küste 
hin durch Gletscher abgeschlossen waren, durch die Reibung des Eisfußes 
der in sie herabhängenden Seitengletscher gebildet sein könnten. Uns be- 
schäftigen jene alten Strandlinien hier nur deshalb, weil sie nicht durchweg 
horizontal verlaufen, sondern meist z. B. in Norwegen mit schwacher Steigung 
nach innen; ja dieselbe Steigung ist auch in Schweden für solche Terrassen 
festgestellt, welche mit den gleichartigen, also gleichzeitig lebenden Fossilien 
bedeckt sind. Da nun auch die ehemaligen Strandlinien in den großen dilu- 
vialen Binnenseen Nordamerikas, deren Reste uns heute nur noch in kleineren 
Becken erhalten sind 67 ), vielfach nicht horizontal verlaufen, wie es bei ein- 
facher Entwässerung oder allmählicher Verdunstung ohne Änderung der 
Beckenunterlage der Fall sein müßte, so darf man auch hierin den Beweis für 
langsame Biegungen der festen Erdrinde, also epirogenetische Vorgänge sehen. 

Im Bereich der großen archaischen Scholle von Fennoskandia (S. 365) hat 
man die Niveauverschiebungen in spät-glazialer Zeit durch Einzeichnung von sog. 
Isobasen oder Linien gleicher Deformation feststellen können 68 ), indem man alle 
Punkte gleicher Höhe der ehemaligen Strandlinien miteinander verband. Das 
Gebiet größter Deformation (um 200 — 250 ,n ) scheint danach in der Gegend des Bott- 
nischen Meerbusens gewesen zu sein. Andererseits haben die Fossilien der Muschel- 
bänke Skandinaviens wahrscheinlich gemacht, daß seit der Eiszeit mehrere Niveau- 
schwankungen sich abgelöst haben 69 ). Das sog. Yoldiameer (nach einer ein polares 
Klima voraussetzenden Muschel, der Yoldia arctica, benannt) hätte hiernach Skan- 

64 ) S. R. Siegers sorgfältige Studie: Seeschwankungen und Strandverschie- 
bungen in Skandinavien, (Zeitsehr. f. Erdk., 24. Bd. 1893, bes. S. 477 ff.). — 65 ) Sand- 
ler, Z. Strandlinien- und Terrassen-Literatur (Wiss. Veröffentl. d. Ver. f. Erdk., 
Leipzig 1891, 295—313, und Geogr. Jahrb. XVI, 1893, 144 ff.). — 66 ) A. M. Hansen, 
om Seter in Central Norway (Nature, Bd. 23, 1886). — 67 ) Geogr. Jahrb. XVI, 1893, 
147. — 68 ) G. de Geer, Verhandl. geol. Ges. Stockholm, XX, 1898; W. Ramsay, 
Über die geolog. Entwicklung der Halbinsel Kola in der Quartärzeit. (Zeitsehr. 
Fennia XVI. Helsingfors 1900, 1—146, bes. 122 ff.); E. Geinitz, Das Quartär 
in Nordeuropa, 1904. — 69 ) Geinitz, Die Eiszeit, Braunschw. 89 — 110, die post- 
glazialen Niveauschwankungen. — A. G. Högbom, Fennoskandia (Handb. d. 
region. Geologie, Heidelberg IV 3. 1913). 



;;iv Buch 11. Physikalische Geographie. - Kapitel EL Dad Festland. 

dinavien In.-« bu einer Böhe von 800" bedeckt. Dann wich dasselbe zurück, «.I i* ■ Ostsee 
«an! m einen Binnensee verwandelt) die sog. A.noylus8ee, deren Leitfassil in einer 
Plttfisofanecke (Ancylna Quviatilis) bestand, ins durch erneute positive Strandver- 
schiebung das Litorinameer mit der gemeinen EJfersohnecke, (Litorina Litorea), 
sich bildete, das auch ober die südlichen Gestadelander Übergriff. Seitdem befin- 
den sich, wie oben angedeutet, die Strandlinien Schwedens wieder in rückläufiger 
r» w e gung (negative Strandf er Schiebung). 

| i'i">.i. BodenbewegiingeB Em Binnenlande. Seit länger hat man in 
Deutschland die Beobachtung gemacht, daß an einseinen Punkten von 
weitem sichtb ostände wie besonders Kirchtürme dem Blick ent- 

Bch wanden, ohne daß hindernde Zwisehenbauten oder Anpflanzungen er- 
riehtet waren. Umgekehrt tauchten solche auch auf, die man bisher von den 
gleichen Stellen nicht erblicken konnte 7 "). Gerade die letztere Erscheinung 
spricht für eine ganz junge Erhebung des Bodens, während das Verschwinde!] 
möglicherweise auf lokale Unterhöhlung desselben zurückgeführt werden 
muß. Bleibende Senkungen hat man auch durch genaue Vergleiche der Höhen- 
Eage von Uferpunkten des Bodensees 71 ) innerhalb des letzten Jahrhunderts 
festgestellt, die freilich auch bestimmten Erdbeben ihre Ursache verdanken. 
Wirkliche Beweise für epirogenetische, sich über größere Flächen ausdehnende 
Verbiegungserscheinungen hat man jedoch jüngst durch wiederholte Fein- 
sions-Nivellements in der Oberbayrischen Hochfläche gefunden"). 

blich von München hat sich im Laufe der letzten zwanzig Jahre der Boden 

die Inn-Sal/.aehniuldc hei Mnhldorf um 60™» gesenkt und zwar sowohl von O. 

al- von S.. so daß man parallele Isokatabasen (Linien gleicher Senkung) entwerfen 

konnte. Zugleich ergab sich eine Verschiebung von Dreieckspunkten nach Westen. 

III. Die Umgestaltung der Erdrinde von außen 73 ). 

l.ii leitung. So fest uns das Gerüst, aus dem die Erdrinde aufgebaut 
ist, erscheinen mag. bo isl jedes Felsgestein der allmählichen Zerstörung aus- 
!t, sobald es an ihre freie Außenseite gelangt., liier wirkt eine Summe 
Von Kräften auf das Gestein, die ihren Ursprung eben an dieser Außenseite 
haben und mittel- oder unmittelbar ihre Energie von der Sonne erhalten. 
Wir nennen sie daher exogene, von außen wirkende Kräfte (S. 287). Ihre 
Wirkung ist am stärksten an der äußersten Überfläche der festen Erdrinde, 
sie beeinflussen von da abwärts eine gewisse Schicht von bald geringerer, 
bald größerer Mächtigkeit, vermögen aber im allgemeinen in größere Tiefen 
der festen Kruste nicht einzudringen. 

Zunächst kommt dabei die Sonnenbestrahlung in Betracht und 
der durch sie bewirkte Temperaturwechsel im Erdreich selbst. Sodann spielen 
die sog. Atmosphärilien; d. h. die Bestandteile der atmosphärischen Luft 
mit ihren Beimischungen, vor allem dem Wasserdämpf, ferner das Wasser 

70 ) O.v.Linstow, I'. gegenwärt. Bodenbewegungen hei Büekeburg, in Thüringen 

X ■ • hr. .1. D. Geol. G( -. 1917, MEonatsber. 131, Berlin 1918). — 71 ) C. Regel- 

manu. Ber. d. Oberrhein. geoL Vex. Lindau 1!H»7. — 72 ) M. Schmidt, Untersuchung 

v. Höhen- ii. Lageänderungen von Measungsponkten Im bayer. Alpenvorland (Sitzber. 

d. math.-j.hy~. Kl. d. k. Bayer. Ak. .1. Wies. München 1918 u. 1920) m. Karten. 

— 73 ; E. Brückner, Die feste Erdrinde, 1897, 177 — 278: Die exogenen Vorgänge. 

— A. Supan, Grundzüge, 6. Aufl. 1916, 472 — 628. — S. Passarge, Ausgestaltung 
der Eidrinde durch Weltkräfte (Grundlagen der Landsohaftskunde III, 1920); gründ- 
lich, wenn auch in gedrängter Kurze nimmt J. Solch zu allen Eineelfragen Stellung 
(im Beitrag zu Kende Handb. d. geogr. Wiss. 1916, 139 — 227: Die außenbürtigen 
Kräfte). 






III. Umgestaltung d. Erdrinde von außen. Einleitung. 819 

selbst in seinen drei Erscheinungsformen als tropfbarer Niederschlag, fließendes 
Wasser sowie Schnee und Eis die Hauptrolle. Endlich arbeiten in der Pflan- 
zendecke auch vegetative Kräfte an der Umgestaltung und tierische 
Lebewesen greifen sichtbar dabei ein. Das gilt besonders für die Boden - 
bildung im engern Sinne, d. h. die Herstellung lockern, dem Pflanzenwuchs 
mehr oder weniger zugänglichen Erdreichs, das wie ein bald zarter, bald 
dichter und dicker gewebter Schleier den weitaus größten Teil der Land- 
flächen überzieht. Nicht zum geringsten beteiligt sich auch das Menschen- 
geschlecht durch die immer weitere Ausbreitung der Kulturflächen an 
der feinern Umgestaltung des Landschaftsbildes und damit der Veränderung 
des äußern Antlitzes der Erde. Doch sollen im Folgenden zunächst nur die 
exogenen Naturkräfte einer näheren Betrachtung unterzogen weiden. 

Die mannigfaltigen Vorgänge, die diese Umgestaltungen hervorbringen, 
lassen sich unschwer in drei zwar vielfach ineinander greifende, aber doch 
im Grunde aufeinander folgende Stadien aufteilen, kurz gesagt in die Ver- 
witterung, dieAbtragung und dieAblagerung des von den exogenen Kräf- 
ten in Angriff genommenen festen Materials. Es handelt sich bei der Verwit- 
terung um eine Zerstörung des innern Zusammenhangs des Gesteins. Sie 
läuft entweder auf eine mechanische Zertrümmerung und Verkleinerung des- 
selben oder eine chemische Auflösung überhaupt löslicher Bestandteile hinaus. 
Die Summe von Einzelerscheinungen, die dabei zutage treten, und als Er- 
gebnis in gewissem Sinn di| Bodenbildung haben, vollzieht sich wesentlich 
ohne größere Ortsveränderung dieser Verwitterungserzeugnisse. 

Anders der zweite Akt der Abtragung der lockern Materialien, bei 
der die Schwerkraft den die Fortschaffung bewirkenden Agentien mächtig 
zu Hilfe kommt. Denn im allgemeinen handelt es sich dabei um eine Über- 
führung des Materials in tiefere Lagen; nur die Winde vermögen die leichten 
Stoffe aufwärts zu führen und über höhere Kegionen auszubreiten. Die Ab- 
tragung kann gelegentlich bis zur völligen Entblößung des unterliegenden 
festen Bodens fortschreiten, was in dem Ausdruck der Denudation, den 
man oft für den Vorgang der Abtragung anwendet, seinen Ausdruck findet. 
Der Raum, in dem sich diese Vorgänge abspielen, läßt sich zwischen zwei 
ideelle Flächen einschließen. Ein oberes Abtragungs- (Denudations-) 
Niveau, mit der Zeit sich allmählich senkend, so lange nicht tektonische 
Hebungen ihm entgegenwirken, läßt sich durch die Gesamtheit der Gipfel 
der Gebirgs- und Landerhebungen markieren. Das untere Abtragungs- 
niveau ist dort zu suchen, wo die Verfrachtungsmittel selbst endgültig zur 
Ruhe kommen. Das geschieht einerseits in den tiefsten Stellen der großen 
abflußlosen Gebiete der Landflächen, andererseits an den Küsten am Meeres- 
ufer. Doch vermögen schwimmende Eisberge, Brandungswellen und Küsten- 
strömungen einen Teil des herbeigeschafften Materials noch in weitere Tiefen 
zu führen. 

Wo irgend die bewegte Luft, der abspülende Regen, das fließende 
Wasser, das strömende Eis zur größeren Ruhe kommen, beginnt sofort das 
dritte Stadium der Ablagerung (Akkumulation) der mitgeführten Stoffe. 
Bald zeigt sie sich in der Form einfachen Niederschlags chemisch aufgelösten 
oder schwebend transportierten Materials, bald in einer Überschüttung oder 
die Einzelformen umhüllenden Bedeckung des Bodens mit gröberem Geröll, 
bis zur hügelförmigen Auftürmung der herabgeführten Schuttmassen, wie 
sie uns in den Erdmoränen der Gletscher entgegentreten (S. 344). 



Buoh 11. Physikalische Geographie. Kapital II. Pas Festland. 

Es is1 klar, daß das gleiche Medium einen dem Qrade aaoh wesentlich 
verschiedenen Einfluß auf das unterlagernde E2rdreieh hat, je nachdem es 
sich in ruhigem oder bewegtem Zustand befindet. Eine ruhende Wasser' 
schicht, wie ne, von den leichteren Bewegungen der Oberfläche abgesehen, 
Binnenseen oder Meeresbecken erfüllt, eine zusammenhängende Schneedecke, 
\,.r allem der dichtere Pflanrenteppich in der Form von Glasflächen. 
Strauchhalden oder Wäldern breiten sieh schützend über das Erdreich aus. 
Zwar ruht die Verwitterung im allgemeinen unterhalb dieser Decken nicht, 
ja verstärkt sieh durch die reicher entwickelten Pflanzensäuren erheblich, 
aber derAbspülung durch den Regen oder derAbtragung durch den Wind setzen 
sie starken Widerstand entgegen. Andererseits verstärken sich die Wirkungen 
des Windes, des fließenden Wassers und des brandenden Meeres bei schnell 
gtem Medium beträchtlich. Denn dabei arbeitet nicht nur Lutt and 
Wasser, sondern weit mehr das mitgeführte Lockere Material, der Flugsand 
der Trookengebiete und das Bteinige Fluß- und Ufergeröll. Es dient gleich- 
kam als Werkzeug zur stärkern Benagung des Bodens. 

Theoretisch sind die Einzelwirkungen der Atmosphärilien und sonstigen 
enen Kräfte ziemlich gleich, solange sich die Verhältnisse der örtlichen 
iffspunkte ähneln. Übei blickt man aber ihre. Gesamtwirkung über größere 
Flächen, so erkennt man leicht, wie sehr sie von der Eigenart des die Land- 
schaft beherrschenden Klimas abhängen. Das Maß der Feuchtigkeit der 
Luft spielt dabei fast eine größere Rolle als die Unterschiede der Temperatur. 
Freilich tuten letztere deutlich in die Erscheinung, sobald die Luftwärme 
derart herabsinkt, daß die Niederschläge dauernd nur in Fonn von Schnee 
herankommen und sich aus der Firndecke Eisströme oder Eisdecken ent- 
wickeln, d. h. in größern Höhen und in polaren Gebieten. Im Grunde setzt 
daher das Verständnis der Erscheinungen, die uns im folgenden beschäftigen, 
bereits eine Kenntnis der Verteilung der Klimate der Eide voraus (§§ 254 — 56). 
Ee mag jedoch an dieser Stelle der Hinweis genügen, daß es sich dabei wesent- 
lich um die drei klimatischen Gegensätze handelt, um ein trockenes, ein 
feuchtes und ein dauernd kaltes Klima. Wir müßten daher alle näher 
zu besprechenden Vorgänge der Verwitterung und Abtragung je im Bereich 
eines ariden, humiden und nivalen Klimas (§254), wie man jene Gegen- 
satz.«' bezeichnet hat, verfolgen, können aber bei unserer kurzen Übersicht 
nur gelegentlich auf diese Unterschiede eingehen 74 ). 

Dagegen gilt es, gleich zu Anfang noch einen wichtigen Gesichtspunkt 
hervorzuheben. Es gibt auf der Landoberfläche morphologische Foimen, 
deren Bildung unmöglich auf die heutigen, an Ort und Stelle gestaltend wir- 
kenden Faktoren zurückzuführen ist. Wie man die Sahara und andere Trocken- 
gebiete der Erde durch langgestreckte und tiefeingerissene Täler durchzogen 
sieht, die allein durch starke Ströme von dauerndem Bestand hervorgerufen 
sein können, während solche jetzt zumeist vollkommen fehlen, so schleichen 
im norddeutschen Flachland schwache Binnsale in breiten Talungen dahin, 
welche letztere die heutigen Flüsse nicht ausgewaschen haben können. Zur 
Erklärung diese] und ähnlicher Erscheinungen, muß man daher ganz andere 
klimatische Verhältnisse voraussetzen, als sie heute in jenen Gegenden herr- 



"') L. Passarge (Amn. 73) führt die Formen und deren Ursachen für den 
Polar- u. Tandrengürtel, für die „Mittelgürtel", für das subtropische Winterregen- 
gebiet, für Salzsteppen u. Wüsten, endlich für die Tropen mit Steppen u. Regen- 
waldgebieten durch. 



Einleitung. 321 

Bchen, in der Sahara regenreiche Zeiten, bei un.s eine gewaltige Gletscher- 
ströme erzeugende Eiszeit. So finden wir auf der Erde gewissermaßen vor- 
zeitige Formen 75 ) vor, die in die Gegenwart, wenn auch im einzelnen mannig- 
faltig bereits verändert, hineinragen, aber seit der Zeit ihrer Bildung noch 
nicht zur Unkenntlichkeit umgestaltet werden konnten. 

Nehmen wir zum Schluß dieser einleitenden Betrachtungen hinzu, 
wie ungemein verschieden sich vor allem die sog. Verwitterungs Vorgänge ab- 
spielen müssen, je nach der Beschaffenheit des Gesteins, das die exogenen Kräfte 
der Zerstörung unterziehen wollen. Nicht allein kommt es dabei auf die Unter- 
schiede der Weichheit oder Härte, also der verschiedenen Widerstandskraft 
des Gesteins an gegenüber der mechanischen Zertrümmerung oder chemischen 
Auflösung. Vielmehr spielen auch die mineralogische Zusammensetzung, 
das innere Gefüge (die Struktur), seine größere oder geringere Durchlässig- 
keil, die Lagenverhältnisse eine wichtige Rolle. So hat man es bei der Er- 
klärung morphologischer Formen mit einer großen Mannigfaltigkeit von Vor- 
gängen zu tun. die es begreiflich erscheinen läßt, daß die Wissenschaft bis 
heute noch nicht zu einer allgemein anerkannten Erklärung und Klassi- 
fikation der Formen gekommen ist. Ja es fehlt auf diesem Gebiet noch sehr 
an einer Übereinkunft über leichtverständliche und eindeutige Kunstaus- 
drücke für die erforderlichen Begriffe. 

Die morphologische Terminologie 76 ). Ein treffendes Wort, das gegen- 
über der Tektonik oder dem Inbegriff der aufbauenden Kräfte die von außen um- 
gestaltenden zusammenfaßte, hat sich bis jetzt nicht gefunden. Wenn man jene 
die konstruierenden, diese die destruierenden genannt hat, so läßt sich er- 
widern, daß Zerstörung der Landformen auch durch tektonische Vorgänge, wie 
vor allem die Bruchbildung herbeigeführt werden kann. Ebenso ist die Ablagerung 
im wesentlichen eine aufbauende und daher nicht eine zerstörende Tätigkeit. Eher 
rechtfertigt sich der Ausdruck der Bodenverlagerung 77 ) für die Summe der 
Wirkungen exogener Kräfte, wenn auch eine solche bei der Verwitterung nur im 
geringen Maße erfolgt. Er ist dem der Bodenbewegung vorzuziehen, die doch 
schon für die geringen Schwankungen der Erdrinde (S. 305) vergeben scheint. 
Der viel gebrauchte Ausdruck „Denudation ' oder „Entblößung" markiert mehr 
das Endergebnis von Verwitterung und Abtragung, weshalb denn manche für 
letztere den der Ablation vorziehen. 

Eine Reihe von latinisierten Begriffen hat man auf die Tätigkeit bestimmter 
Agentien zu beschränken gesucht, wie die Deflation für die Abhebung durch den 
Wind, die Erosion für die Wirkungen des fließenden Wassers, die Exaration (Aus- 
pflügung) für die schürfende Tätigkeit der Gletscher und Abrasion für die Arbeit 
der Brandungswelle, was tatsächlich im Wortlaut nicht durchweg enthalten ist. 
Denn z. B. eine Abrasion oder flächenhafte Abschabung kann auch fern von den 
Küsten unmittelbar durch Winde und die Regenspülung, weiter mittelbar durch ein 
fein verteiltes Flußnetz hervorgerufen werden. Als Korrasion oder Korrosion 
bezeichnet man allgemeiner die vom Boden loslösende, nagende Tätigkeit der über 
ihn fortbewegten Massen, wie Wind, Wasser, Eis nebst allem dem, was diese an 
reibendem festem Material mit sich führen. Nach allem erscheint es daher zweck- 
mäßiger, jene Ausdrücke auf die Hervorbringung gewisser Formen zu beschränken, 

75 ) S. Passarge, Grundlagen III, 101 ff. — 76 ) Mit der Forderung einer Klärung 
der morpholog. Kunstsprache beschäftigten sich eingehend A. Hettner (Die 
Terminologie der Oberflächenformen (G. Zeitschr. XVII, 1911, 135 — 144), sowie 
J. Solch, Die Bezeichnung exogener Kräfte (Geogr. Anz. XIII, 1912). S. Pas- 
sarge, der Schöpfer einer Fülle neuer Bezeichnungen (Physiol. Morphol. 1912) 
kehrt in den Grundlagen (Anm. 73) meist zu einfachen deutschen Ausdrücken 
zurück. — 77 ) A. Bühl (Geogr. Jahrb. XXXV, 1912, 86. 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 21 



Buch II. PhyHJkalJBohi • Kapitel II. Pas Festland. 

i oo auf eine solche mehr oder weniger linearer Sohlformen 

(Höhlen and TW< i h da Abrasion auf die fläohenhafte Abtragung dea Geländes, 
wie sie in dir Arbeit der in breiter Front Torsobreitenden Meeresbrandung augen- 
fällig in d teinung tritt l>is im Einzelfall wirksame Agens empfiehlt 
sali dann als Beiwort dem Hauptvorgang beizufügen. Ausdrucke wie äolisohe, 
pluviale, fluviatile, glasisle, manne Abrasion wurden daher kaum eu 
Mißverständnissen führen 78 ). 

$ ISC l»ie > erwltterung 7 '). Limit die Gesteinsverwitterung in exstei 
Linie auf eine Zertrümmerung des Gesteins hinaus, so hat die Sonne an diesei 
mechanischen Verwitterung ihren unmittelbaren Anteil. Es kommt 
dabei 1> i ui raschen Temperaturwechsel im Boden an. Denn hier 

steht imht du« Luft-, sondern die Bodentemperatur in Frage, die man nahe 
der Oberfläche festzustellen Bucht (§ 229). Im allgemeinen zeigt die 
Dtemperatur weit größere Extreme als dir der Luft. In trockenen Kli- 
maten, wie in den eigentlichen Wüsten 00 ), wo Ein- und Ausstrahlung wenig 
durch feuchte Atmosphäre gedämpft wird, erhitzt die Sonnenbestrahlung 
im' in hohem (Lade, während sie nachts sieh rasch und tief ab- 
kühlen Daher zerspringen du- Steine [eicht; j>' nach der innein Struktur 
in Bchaligen Abblätterungen oder in Durchsetzung mit, feinen Spalteten. 
Daher auch das häufig in der Wüste beobachtete (Hingen beim Zerspringen, 
das Abrieseln feinster Blättchen von einer unmittelbar bestrahlten Fels- 
wand, welche durch Salzkristalle bereite gelöst sind, das Zerfallen des Granits 
in Grus infolge der verschiedenen Erwärmung seiner Gemengteile usf. 

Im Laufe der Zeit zersprengt somit die Sonne die Steinbedeckung 
weiter G filde in immer kleinere Trümmer. — Wo Feuchtigkeit hinzutritt 
und jahreszeitliche Eisbildung vor sich geht, ist der in die feinsten Ritzen 
eindringende Spaltenfrost der Eauptbeförderer mechanischer Zertrümme- 
rung d - G steine, .ähnlich wie der Landmann unserer Gegenden den Boden- 
ais Mittel zur Lockerung des Ackerbodens begrüßt, oder wie die im Glet- 
Bchereia befindlichen Schuttmassen durch das häufige Gefrieren und Auf- 
tauen dem Zerreiben zugeführt werden. Das Wasser hat bekanntlich bei 
4° 0. ößte Dichte und dehnt sich also beim Herabsinken auf den Ge- 

frierpunkt ein wenig aus. Hochgebirge und höhere Breiten mit Winterfrösten 
; daher der Schauplatz großartiger G?steinsverwitterung. 

wnd Lfodit durch alles, was die Spaltenbildung begünstigt 
und die Bindemittel der Gesteinsbestandteile auflöst und fort- 
schafft. Damit ist dem Wasser eine ungemein wichtige Rolle in diesem Vor- 
zugewiesen, insofern es zunächst gewisse mineralische Stoffe chemisch 
aufzulösen vermag, wenn auch nicht immer im reinen Zustand, sondern 
ililf.-d sr selten f shlend -n Kohlensäure oder organischer, durch den Pflanzen- 
wuchs erzeugter Sauren. Eis scheiden sich damit die gesteinsbildenden Fels- 
arten in zwei G uppen. Die einen widerstehen dem Angriff des Wassers bei 
ähnlicher Temperatur, sie sind unlöslich. Hierzu gehören die meisten 
also vor allem der Quarz (die reine Kieselsäure), der mechanisch 
zu Q i zerfällt, und die Tongesteine (kieselsaure Tonerde), deren 

7 ») A. Hettner (a. a. O. Anm. 16), 137. — 79 ) J. Walther, Lithogencsis, 
534 ff.; E. Ramann, Bodenkunde 3. Aufl. Berlin 1911: Rieh. Lang, Ver- 

witterung und Bodenbildung. Stttttg. 1920; A. Rühl. Einfluß d. Verwitterung 
el d. Bodengestaltung (Geogr. Jahrb. XXXV 1!)I2. 81—142, Ber. f. 

]'.*>'.', — 9). — 80 ) J. Waltber, D / der Wüstenbildung in Gegenwart u. 

Vor/rat (Berlin 1900, 2. Aufl., 1912). 



§ ];}(>. Die Verwitterung; — § i::t>a. Bodenbildung. 323 

Bestandteile als Staub vom Winde wohl ausgeblasen oder als feiner Schlick 
vom fließenden Wasser aus andern Gesteinen ausgeschlemmt, aber nicht 
chemisch aufgelöst werden. Zur Gruppe der löslichen Gesteine dagegen ge- 
hören Kalk, Gips (schwefelsaurer Kalk) und das Steinsalz, um nur die 
veilueitetsten Gesteine zu nennen. Da aber die meisten Felsarten aus Ge- 
mengen verschiedenartiger Bestandteile oder auch aus mannigfaltigen Ver- 
bindungen, zersetzbaren und unzersetzbaren, bestehen, so läuft die chemische 
Verwitterung bei ihnen auf eine Zerfällung in die verwitterbaren Teile and 
un verwitterbaren Kückstände hinaus. Werden dann die Poren oder Haar- 
spalten tiefer liegender Gesteinsschichten durch feine unlösbare Bestand- 
teile zugeschlemmt, so wird der Verwitterung meist eine Grenze gesetzt. Das 
Wasser läuft ohne einzudringen an diesen Schichten entlang. Die Durch- 
lässigkeit für Wasser spielt also schon bei diesem Vorgang eine wich- 
tige Rolle. Wo starke Verdunstung stattfindet, und mit dem emporgehobenen 
Wasser die gelösten Stoffe sich in der Oberschicht niederschlagen oder die 
Poren verstopfen, bildet sich nicht selten eine harte Schutzkruste (Kalk-, 
Gips-, Salz-, Eisenkruste), während im Innern die Zersetzung weiter geht. 

Von der Bildung einer mehr oder weniger dicken verfestigten Kruste ist die 
bloße Verfärbung der Oberfläche nackten Gesteins zu unterscheiden. Sie wird 
in den buntesten Farben durch Oxydation neu hervorgerufen, die der Sauerstoffe 
der Luft mit den mineralogischen Stoffen der Außenseite der Steine eingeht. 

Mineralogische Zusammensetzung, Härte des Gesteins oder Festig- 
keit des Gefüges, aber ebenso Lagerung, Zerklüftung durch tektonische Vor- 
gänge wie z. B. Schieferung, die das gesamte Gestein durch Tausende 
von parallelen Spaltflächen bereits durchsetzt, bedingen also große Unter- 
schiede in der Art und in der Schnelligkeit des Verwitterungsvorgangs. Manch- 
mal endigt er schon hart unter der äußersten Kruste des Felsgesteins. Die 
geschlossene Pflanzendecke bildet im allgemeinen ebenso wie die Firndecke 
der Hochgebirge einen Schutz gegen zu starken Angriff der Atmosphärilien, 
indem sie das Wasser zurückhält und die Sonnenbestrahlung ebenso wie die 
zu starke Ausstrahlung des Bodens mildert. Wo aber die Regenmassen die 
Aufnahmefähigkeit der Vegetation überschreiten, wo der üppige Pflanzen- 
wuchs beim Verwesungs Vorgang den Boden mit Humussäure durchtränkt 
wie in den Tropen, da greift die chemische Verwitterung tiefer und tiefer ins 
Gestein; nirgends findet man daher tiefgründigeren Boden als dort. Man 
hat ihn hie und da bis 100 m tief verwittert oder durch diese Vorgänge um- 
gestaltet gefunden. 

§ 136 a. Bodenbildung. Das Ergebnis der mannigfaltigen Vorgänge 
der Verwitterung ist zunächst die Bildung einer lockern Decke, des sog. Ver- 
witterungsbodens. Bei diesem kommt eine eigentliche Umlagerung der 
Bestandteile noch kaum in Frage. Er besteht aus zumeist nicht leicht von- 
einander unterscheidbaren, übereinander liegenden Schichten. Auf die Art 
der Bildung und seine Zusammensetzung üben die klimatischen Verhältnisse 
der einzelnen Landschaften den hervorragendsten Anteil. Hier seien nur kurz 
die das Landschaftsbild vielfach beeinflussenden Grundfarben verschie- 
dener Böden und deren wichtigste Ursachen berührt 81 ). Bekannt ist, wie 
sich bei uns unter der vorwiegend dunklen Ackererde oder dem humusreichen 
Waldboden allmählich hellere Töne zeigen. Das rührt von der Wirksamkeit 



81 ) R. Lang, a. a, O. Anm. 79, 28 ff.; S. Passarge, Grundlagen III, 159—162. 

21* 



324 Km. h II. Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Bestland. 

dei Kolloide in den Verwitterungsprodukten Ihm. jenen gestaltloses odei 
ptokristallinen winzigen Körperchen von großer Oberfläche, die man 
ersl spät von den kristalloiden Bestandteilen der Mineralien zu unterscheiden 
gelern 1 hat. I' Kolloide, die auch in der organischen Well von großer 
Bedeutung Bind, haben die Eigenschaft, in Lösungen gewisse Stoffe an sich 
■•hen (zu adsorbieren), ohne mit ihnen chemische Verbindungen einzu- 
gehen. Dies gill besonders von den mitgelösten, Farbe gebenden Bestand- 
teilen im Boden, die in erster Linie von Oxydationen des Busens und Mangana 
herrühren. Reichere Entwicklung an aufquellenden Kolloiden entfärbt also 

I den mehr und mein . 
Si hu .11 /.erden, an feuchtes Klima gebunden, sind durchweg reich an Humus. 

Den Mooren entströmen atete seh] dunkel gefärbte Gewässer, die in Bächen und 
Flüssen gesammelt, Bich scharf von oft Benachbarten Rinnsalen unterscheiden. 
Braunerden treten auf. wo sich Mischungen von verwitterten Mineralstoffen 
mit gesättigtem Humus bilden. In den Tropen begegnet man überall roter Erde. 
Hier fcritl die Humusverwitterung zurück. Die Ebnere Wärme ruft gesättigtere 
Lösungen von Eisenoxyd hervor, die dem Boden die rote Färbung verleihen. 
I >• i Kalkstein zeigt sieh durchweg als Gegner der Bildung von Humussäure. Da 
er im Mittelmeergebiete vorherrscht, lal.it er hei ihr Verwitterung meist rote Erde 
il- Rückstand seiner tonigen Beimengungen zurück. Wo aber im 
feuchten Klima bei reichlichem Niederschlag die Mineralsalzlösungen im Hoden 

mehr ausgelaugt und die adsorbierenden Kolloide selbsl wieder gelösl werden, bildet 
sich '1er saure Humus. Dieser Beineraeit8 an der Verwitterung teilnehmend entzieht 
■ |. ii Eisenlösungen die farbengebenden Bestandteile. Es entstehen die weitverbreiteten 
Bleicherden (Bleichtone oder Bleiohsande) je nach dem Ursprungsmaterial. 

Dasselbe Gestein vermag nach obigem auch sehr verschiedene Ver- 
witterungsformen anzunehmen, je nachdem die einzelnen Verwitterungs- 
produkte auf .-einer Oberfläche liegen bleiben odei von ihr entfernt werden. 
Dei Vorgang beginnt mit der Abhebung (Ablation) kleinster Partikel, 
welche Bich gelöst haben: teils geschieht dies durch ihr eigenes Gewicht, teils 
unter Beihilfe dei bewegten Luft oder des rinnenden Wassers. Die Flächen- 
A.bspülang durch das Regenwasser summiert sich in feuchten Klimaten 
zu großartigster Wirkung und erzeugt hie und da typische Verwittern ngs- 
formen über weite Flachen hin. 

Dahin gehören im lockeren Erdreich die viel genannten Erdpyramiden 88 ), 
rie sich z. B. in Südtirol finden. Dieselben sind aus der gleichmäßigen Decke 
on Moränenschutt (§ 143) dadurch herauspräpariert, daß größere Blöcke als Deck- 
Steine gedient haben, unter welchen die Regenspülung das Erdreich nicht fortführen 
konnte, während die letztere, verstärkt durch die vomDeckstein gesammelten Tropfen. 
den Lockern Boden ringsum immer tiefer weggewaschen hat. — An Einzelformen 
der Verwitterung sind besonders Kalkgebirge reich 83 ). Besteht die Oberfläche aus 
reinem Kalkstein mld ist sie von steilerem Gehänge, so gräbt reichlich über sie rinnendes 
meteorisi Im - W isser, verteil! in feine Rinnsale, allmählich Rillen in die Oberfläche; 
die flachen Erhöbungen zwischen jenen gehen in Rippen über; die Rillen vertiefen 
-ich zu Bachein, das Wasser Bammeil sich in Querrinnen, durch die auf die gleiche 
Weise scharfkantige < < ) ||( '"'il , I> ( ' 11 ausgearbeitet werden, bis die Gesamtoberfläche 
mit diesen Gebilden derart bedeckt ist, daß die Überschreitung zu den größten Midi 
saled gehört. Di< - i-t die sog. Karren- oder Schrattenbildung. — Auf ebenen 
Flachen wittern die Tageswässer im Kalkstein häufig schüssel- oder trichterförmige 

1 h. Kittler, über geogr. Verbreitung u. Natur d. Erdpyramiden Diss. 
München bs!)7. — M )J. Cvijiö, Daa Karstphänomen (Geogr. Abhandl., Bd. V, Wien 
ls'.»:i: A. Penck, D\ <l. Karstphänomen (Sein-, d. Ver. /.. Verbreit. nat. Kenntn. 
Wie,, \UV. 1904; vergl. d. Bericht A. Bühls (Anm. Tit. 111—116.) 



§ 136a. Bodenbildung. — § 137. Bodenverlagerung. 325 

V. rtiefungcn aus, wenn Spalten im Gestein dem rinnenden Wasser und den gelösten 
Stoffen den Austritt nach unten gestatten. Solche Dolinen, im Karstgebirge 
i.. sonders häufig, pflegen am Grunde Sande und Lehme als Lösungsrückstände 
ZU enthalten. Bilden sieh ähnliche sack- und schlauchartige, mit VerwitterungS- 
rückständen gefüllte Vertiefungen durch denselben Vorgang unter einer fremd- 
artigen Schuttdeck« sie treten immer gesellig auf — , so nennt man die Erscheinung 

geologische Orgeln. In den Niederungen polarer Gebiete 8 *) hat man eigene 
Arten von Bodenformen gefunden, über deren Entstehung man noch nicht im klaren 
tat. Teils ist die ganze Fläche durch ein steinerfülltes Spaltennet/, in eckigen Figuren 
durchsetzt (Polygon- oder Karreeboden), teils zeigen sich Gruppen von Stein- 
ringen, die mit erdiger .Masse ausgefüllt sind (Strukturboden). Da eine gewisse 
Scheidung /.wischen steinigem und erdigem Material dabei auftritt, hat man es viel- 
leicht mehr mit einer Boden Versetzung (Erdfließen, s. u.) zu tun. 

Zusammengesetzte Verwitterungsformen werden dort ent- 
stehen, wo verschiedenartiges Gestein in raschem Wechsel der Lagerung den 
gleichen Verwitterungsbedingungen ausgesetzt ist. Das tritt besonders bei 
Berggipfeln und solchen Bergkämmen hervor, an denen Schichten köpfe zu- 
tage kommen. Die weicheren und angreifbareren unter diesen werden schneller 
verwittern, die härteren aus dem Schutt jener allmählich hervorragen. Doch 
hängen die wahrhaft typischen, in die Augen fallenden Formen hier mehr 
von lokalen Verhältnissen ab, ob nämlich der Verwitterungsschutt überhaupt 
und wie schnell er entfernt wird, oder wie er sich dem stehengebliebenen Fels- 
gertist anlagert. 

§ 137. Boden veilagerung. Schutthalden und Bergstürze. Das eigene 
Gewicht kann zur Ortsveränderung verwitterten Gesteins nur dann führen, 
wenn es sich auf so stark geneigter Fläche befindet, daß die Keibung über- 
wunden wird. Zwischen dem oben geschilderten Herabrieseln sandiger Blättchen 
und dem Herabrutschen und -rollen größerer Geschiebe an einer Bergwand, 
wie den unaufhörlich arbeitenden Steinschlägen im Gebirge, findet nur 
ein Unterschied dem Grade nach statt. Bei steiler Felswand bedeckt sich 
der Fuß rasch mit mächtigen Haufen von Steinschutt, die sich an die Wand 
anlehnen und nach unten verflachen, den sogenannten Schutthalden. 
Sie fehlen in der Wüste meist, nicht weil die Verwitterung an sich dort gering 
wäre, sondern weil der Wind als wichtigste Transportkraft sie sofort über die 
ebenen Flächen ausbreitet, die einen schroffen Gegensatz zu den steilen Wän- 
den der Erhebungen bilden. 

Wird eine größere Gesteinsmasse, gleichviel ob aus festem Gestein 
oder aus Gebirgsschutt bestehend, der Unterlage beraubt, so stürzt sie in 
die Tiefe, dabei in große und kleine Blöcke zerschellend und in wilder An- 
ordnung der Einzelbestandteile. Dies ist unmittelbar ein Hauptvorgang 
bei Abtragung der Landoberfläche, ja bei Zerstörung ganzer Gebirgsmassen, 
wenn auch die Veranlassung, die Entziehung des Stützpunktes, eine sehr 
verschiedene sein kann. Sie findet statt, wenn das strömende Wasser den 
weichen Uferrand benagt, wenn die Meeresbrandung das steile Ufer unter- 
höhlt, oder wenn weichere, der Verwitterung leichter zugängliche Schichten 
im Gestein unterlagern, die nach ihrer Aufbereitung von der Stirnseite aus 
die Decke nicht mehr zu tragen vermögen. Auch Steinbrüche wirken in ähn- 



84 ) Vergl. die Diskussion über Bodenfluß v. A. Miethe, A. Penck, H. Speth- 
mann, G. Braun (Z. d. Ges. f. Erdk. Berlin 1912, 241—250) u. bes. W. Meinardus, 
Beob. ü. Detritussortierung u. Strukturboden auf Spitzbergen, sowie K. Sapper, 
Üb. Fließerde u. Strukturboden auf Spitzbergen. (Ebenda 250 — 270.) 



Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel 11. Das Festland. 

lichei Weise gefahrbringend. Befördert werden solche Bergstürze und 

grutschungen durch Bildung eine] Gleitfläche unter dem durch Wasser 

gelockerten Gestein, was sich seh langer Zeil Langsam vorbereitet haben kann. 

»chiebungen der Erdkruste, wenn auch in weiteren Fernen vor sich gehend, 

jedoch durch die Brdbebenwellen fortgeleitet, können ebenfalls den letzten 

i solcnen !'» rgstüraen geben. Stark durchfeuchteter Ton oder Lehm 

neigt aut geneigtem Boden gern zu einem Brdfließen (Solifluktion). 

jsarn Bchiebi sich der Erdbrei abwärts, sich zu förmlichen Schlamm- 

strömen erweiternd. Sic sind besonders in Italien bei den weitverbreiteten 

Ifergeltonen der Apenninen eine häufige Erscheinung und weiden dort als 

ine" (Sing, tfrana) bezeichnet 8 *). Umgekehrt Kann auch eine zu starke 

stung lockeren Boden zum Weichen bringen, wie das bei Seeuferrut 

Bchungen beobachtet ist 88 ). Sandiger Baugrund ist daher besonders vor 

starke] Durchtränkung durch Grundwasser und Quellen zu schützen. 

Mehr und mehr schenkt man der langsamen Abwärtsbewegung des 
lockern Brdreichs, bei der Brost und Wiederauftauen des Bodens, periodische 
Durchnässung und Austrocknung die Hauptrolle spielen und die zur Aus- 
gleichung der Bodenformen vielfach mitwirken, Beachtung 87 ). .Man kann alle 
diese Vorgänge unter dem Namen einer Bodenverlager.u ng zusammenfassen. 

jj 13^. Grandwasser und Quellen 88 ). Das Meer ist die Mutter der Ge- 
wässei des Festlandes. Zwar führt die Verdunstung auf dem letzteren seihst 
der Luft jahraus jahrein ungeheure Mengen von Wasserdampf zu, die in 
Qüssiger oder fester Form als Regen und Schnee dem Boden wieder zurück- 
ben weiden. Aber diese Menge bedarf eines beträchtlichen Zuschusses 
von Wasserdampf, welcher vom Meere abgehoben und durch die Luftströmun- 
gen dem Lande zugeführt wird. Man hat darüber bereits Berechnungen an- 
ll (§ Jt'.» Schluß). Von dem gesamten Wasser geht ein Teil unmittel- 
bar wiederum durch die oberflächliche Verdunstung oder mittelbar durch 
die Wurzeln und Blätter der Pflanzen in die Atmosphäre zurück. Ein an- 
derer Teil tließt oberflächlich al> und besorgt hierbei die Abspülung des be- 
troffenen Erdoberflächenteils; der Rest dringt in die Erde ein. 

Grundwasser 89 ). Diesen letzteren verfolgen wir zuerst. Die ober- 
flächlichen Schichten müssen wir uns von zahllosen Adern, vom feinsten 
Baarspalt bis zur deutlichen Rinne, durchzogen denken, die großenteils ihren 
Ursprung selbst der auflösenden Wirkung einsickernden Wassers verdanken. 
Diese feinen Kanäle gewähren also dem Regenwasser den Zutritt nach unten, 
bis es 'ine undurchlässige Schicht, über der es sich staut, oder eine ruhende" 
erechicht trifft, welche es aufnimmt. Dies in den oberen lockeren Erd- 
schichten verbleibende Wasser nennt man das Grundwasser, welches 

■*) .\. Almagia, ...Studi geogr. solle frane in ftalia" (See. geogr. Ital., Memorie 
XIII. Roms 1907; rergl <:. Braun in Geogr. Z. XIV, 1908, öll— 15); ferner G. 
mi. „Übel Bodenbewegangen" (XJ. Jahresber. d. Geogr. Ges. Greifswald 1907 
bis 1908, 17 — 37). — 86 ) V. Pollack, ..Seeiif.r-Senkungen u. -Rutschungen" (Z. 
'1. '-tiir. [ng.- ii. Areli.-Vcr. 1889). — 87 ) G. Götzinger, Beiträge z. Entstehung 
<I. Bexgrückenformen (Fencks Geogr. Abh. XI, 1. Leipzig 1907). G. schlägt den 
unschönen Namen „Dac Gekriech" für 'las langsame Abwartsrücken des Bodens vor. 
— 88 ) H. J. Haas, Quellenkunde, Leipzig 1894; P. Gerhardt, Grundwasser u. 
Quellen in Bubendeya Handb. <l. Gewässerkunde. 4. Aufl. Lpz. 1911, 63 — 97; 
K. Keilhack, Lehrb. (L Grundwasser- und Quellenkunde. Berlin 1912; S. Passarg'e, 
Grundlagen III. 1920, i'OT— 239. — 89 ) E. Prinz, Handb. d. Hydrologie (Berlin 1919), 
welcher Xame ausschließlich auf die Lehre vom unterirdischen Wasser beschränkt 
wird im I ■ Eur Hydrographie oder d. Lehre vom oberirdischen Wasser( ?). 



§ 138. Grundwasser und Quellen. 327 

dem Boden selten ganz fehlt, aber in seiner Mächtigkeit von wechselndem 
Bestand ist. Bei starker Verdunstung, wie sie dem heißen Wüstenboden 
eigen ist, zieht sich das Grundwasser in bedeutende Tiefen zurück in nieder- 
schlagreichen Gegenden dringt es bis hart an die Oberfläche. Der Spiegel 
unserer Brunnen, die vom Grundwasser gespeist zu weiden pflegen, gibt 
uns seinen jeweiligen Oberflächenstand an. Langsam bswegt es sich auf ge- 
neigtem Untergrund abwärts. In Flußtälern wechselt der Grundwasserstrom 
zuweilen seine Richtung, indem er in regenreichen Zeiten zum Flußbett ab- 
fließt, in trocknen bei starker Veidunstung sich aus dem Flußwasser ver- 
stärkt. Da man am Meeresstrand bei Bohrungen fast immer auf süßes Wasser 
trifft, so ist dies ein Beweis stetigen Abflusses des im Dünensand gehobenen 
Grundwassers nach dem Meere zu 90 ). 

Quellen. Das tiefer eindringende Wasser sammelt sich abtr weiter 
zu kleineren oder größeren Wasseiadem, deren Weg von der Lage duich- 
oder undurchlässiger Schichten oder von Rissen und Spalten zwischen diesen 
abhängig ist, und die zuletzt als Quellen zutage trettn. G< seiliges Auftreten 
von Quellen längs einer Linie läßt daher meist auf Verwerfungen innerhalb 
des durchzogenen Gesteins schließen. Sind wasserhaltige Schichten kessei- 
förmig gebogen und gleichzeitig von undurchlässigen Schichten überlagert, 
so kann das Quellwasser naturgemäß einen Austritt nach oben nicht finden. 
Stellt man jedoch durch senkrechte Durchbohrung der auflagernden Schichten 
einen solchen her, so sprudelt ein sogenannter artesischer Brunnen (so 
benannt, weil in der Grafschaft Artois in Nordfrankreich zuerst erbohrt) 
oft mit mächtigem Strahl empor; er wild durch den hydrostatischen Druck 
im Gang erbalten, erreicht also die Höhe, bis zu welcher die wasserhaltige 
Mutterschicht an den Kesselseiten ansteigt. 

Mit großem Nutzen sind in Algier und manchen welligen Steppengebieten 
auf diese Weise trockne Distrikte künstlich bewässert worden. In Dakota wird 
längs des Missouri auf diese Weise Wasser erschlossen, das aus den westlichen Sand- 
steingebieten am Rande der Felsengebirge stammt 91 ). 

Durch die mit Kohlensäure eriüllten Moderschichten der Oberfläche 
dringend nimmt das atmosphärische Wasser giößere oder geringere Quanti- 
täten dieser Luftait in sich auf und wird dadurch in den Stand gesetzt, ]e 
nach der Natur des durchzogenen Gesteins sich mit gelösten Stoffen zu be- 
laden; unter diesen spielen Kalkveibindungen im allgemeinen die Haupt- 
rolle. Solches Wasser nennt man hartes Wasser. Bisweilen herrschen auch 
Salze vor, z. B. Kochsalz, wenn das Wasser auf seinem unterirdischen Wege 
auf Salzlager trifft. In diesem Falle bilden sich Solen; beim Vorhersehen 
anderer Lösungen spricht man von Mineralwässern. Alle verdanken diese 
Beimischungen den Gesteinen, durch welche sie fließen. Talis est aqua, qualis 
terra per quam fluit (Plinius). — Die Temperatur, mit welcher die Quellen 
hervortreten, richtet sich im allgemeinen nach der Tiefe, bis zu welcher das 
Wasser ins Innere der Erde eingedrungen ist. Quellen, die aus oberfläch- 
lichen Schichten kommen, haben eine Temperatur, die der mittleren Jahres- 
temperatur des Ortes gleich kommt; in den Tropen sind also wenig erfrischende 
Quellen von 20 — 25° C. die Regel. Kalte Quellen haben ihren Ursprung oft 
in weit abliegerden, höher gelegenen Gebirgsgegenden Aus tiefern Erd- 
schichten oagegen brechen heiße Quellen, Thermen, hervoi, deren Tempe- 

90 )F. v. Richthofen, Führer für Forschungsreisende 1886, 117. — 91 ) K. 
Keilhack (Anm. 88). 



Bach 11 Physikalische Geographie. Kapitel II Das Pestland. 

ratur in einzelnen Fällen l<x>° beträgt. Doch verdanken diese Thermen ihre 
me nicht bloß der nach der Tiefe zunehmenden Erdtemperatur, Bondern 
nicht selten chemischen Vorgängen ira Innern der Erdrinde, und begreiflich 
ist, .l.ili sie em hädJ B gleiter vulkanische] Erscheinungen sind. Die Fähig- 
keit, Bfineralstoffe su losen, wächst im allgemeinen mit. der Temperatur. 
I» e chemisch auflösende Wirkung des Quellwassers entführt der äußeren 
Erdrinde mm jedenfalls große Stoffmengen, wenn auch in kleinsten Beträgen; 
sie ist es, die die Bildung unterirdischer Böhlungen") einleitet. Am 
meisten tiitt uns dies bei ausgelaugten Salzlagern entgegen, ähnlicc bei dem 
leicht angreifbaren Kalkstein. Indem Decken ihrei Unterlage beraubt werden 
und einstürmen, gewinnl das tließende Wassei Zutritt und räumt, die Sohlen 

weitet aus. 

Beim Hervorsprudeln heißer Quellen pflegen infolge der Abkühlung 
und st uiken Verdampfung die aufgelösten Stoffe sieh rasch niederzuschlagen 
und die Austrittsstellen mit Bog. Sinterkegeln oder Sinterterrassen zu 
umgeben, die in manchen Geysirgebieten der Landschaft ein eigenes Gepräge 
a. Derselben Erscheinung gehört die Tropfsteinbildung vieler Höhlen 
mit ihren <>ft bizarren Formen an. 

§ 135». Das strömende Wasser 5 ' 1 ). Das oberflächlich abfließende Wasser, 
«reiches die Abspürung des Erdbodens besorgt, sammelt sich in Rinnsalen, 
die verstärkt durch die hervorbrechenden Quellgewässer sich zu Bächeu, 
Flüssen und Strömen vereinigen. Sie bergen in dem sich hinabwälzenden 
i eine gewaltige Summe lebendiger Kraft, die großenteils zur Dm- 
Jtung der Pestlandsfläche dient. Zwar ist die Wirkung im einzelnen 
Rinnsal nur linear: die Flußerosion, wie man die ausgrabende und aus- 
räumende Aib.'it am besten (S. 321) nennt, erzeugt Hohlformen, in denen 
die Längsausdehnung bei weitem diejenige der Tiefe und Breite übertrifft. 
Aber indem jeder Fluß sieh aufwärts in ein immer engeres Adersystem ver- 
zweigt, breitet sich die Gesamtwirkung fluviatiler Erosion flächenhatt 
über weite Gebiete aus. 

Die eigentlich bewegende Kraft ist hierbei der unausgesetzte Stoß, den das 
in den Bereich des fließenden Wassers kommende Erdreich erfährt. Seine G:öße 
bangt also in erster Linie von der .Masse des Wassers (m) und von der Schnelligkeit 
dir Fo rt bewegung — gleichsam derWiederholung desStoßes — oder der Strömung (v) 
ab, ist also dem Produkte beider vi-r proportional. Je gerader der Stoß, um 80 
er die Wirkung; das fallende Wasser besitzt also die größte erodierende 
Kraft. 

Da> Studium dieser Verhältnisse 94 ) knüpft am Längs- und Querschnitt 
einer fließenden Wassermasse an. Der erstere gibt uns für jede Teilstrecke 
die Neigung der Sohle der Hohlform an oder das Flußgefäll. Da es sich 
hierbei meist um sehr geringe Neigungswinkel handelt, so drückt man das 
1 durch das Verhältnis des Höhenunterschiedes zweier Talpunkte (h) 
zu der dazwischenliegenden Flußstrecke (a) aus und führt dies auf die Ein- 
heit des Kilometers zurück. 



• 2 ) W. v. Knebel. Höhlenkunde, Bnumschw. 1912. — 93 ) R. Jasmund, 
Fließ. Gewässer in Bubendeye Handb. (Anm. 88, 44 — 47:$); J. Solch, Flußwirkungen 
(Anm. 72. 56 — 76); S. Passarge, Abtragung u. Ablagerung durch Wasser (Grund- 

III, 240 — 2'.»S). — 94 ) Diese und ähnliche Verhältnisse werden am besten an 
einzelnen durchgeführten Beispielen klar. Als solches empfiehlt sich u. a. M. 
H onse lls Vortrag über den natürlichen Strombau des deutschen Oberrheins. (Verh. 
d. VII. D. Geogr. -Tages zu Karlsruhe 1887, 33—52). 



§ [30. Das strömende Wasser. 329 

Hoohgebirgsflüsse haben nicht selten ein (relatives) (iefäll von 5, ja 10 m 
auf 1 km. Der Rhein besitzt z. B. zwischen Basel uml Breisach mit u.'.Un noch den 
Charakter eines Wildwassers, ähnlich dem Xil im Gebiet seiner Katarakte. Bei 
Niederungsströmen betragt das Gefall 0.10m bis 0.05 »• und weniger, und die Berg- 
fahrt hurt im allgemeinen schon bei einer Xeigung von 0.15>n auf 1 k'" auf. — Das 
durchschnittliche Gefall eines Flusses kann hiernach scheinbar leicht von 
L'ei (graphischen Karten abgelesen werden, sobald sie genügende Höhenangaben 
für Talpunkte besitzen (was freilieh noch immer viel zu wenig der Fall ist). .\l/< i 
da die Krümmungen der Flußlinien auf den Karten stets generalisiert, d. h. stark 
vereinfacht weiden. (S. 24SI), wird die Streckenmessung ein zu kleines, die Berech- 
nung des rohen Gefällwinkels also ein zu großes Ergebnis liefern. Besser wird die 
Bestimmung auf topographischen Karten oder mittelst des Flußnivellements (§ 180: 
Stromentwicklung) zum Ziele führen. Für die Erosionswirkung kommt selbst - 
verständlich nicht das mittlere, sondern immer nur das örtlich vorhandene Gefäll 
jeder kleinsten Teilstrecke in Betracht. 

Die Geschwindigkeit der Strömung wächst nicht allein mit dem 
Flußgefäll, sondern auch mit der Wassermasse und ihrem Verhältnis zur be- 
netzten Fläche des Strombettes. Diese letztere ist es, welche mittelst der 
Reibung den Wasserfäden in ihrer Fortbewegung Widerstand leistet. Die 
Geschwindigkeit ist daher im allgemeinen an der Oberfläche und hier längs 
einer Mittellinie größer; theoretisch ist sie wegen des Luftwiderstandes am 
schnellsten etwas unter der Oberflächenmitte. Unter Stromstrich verstellt 
man die Linie der schnellsten Fortbewegung, die sich meist über dem Tal- 
weg oder der tiefsten Stromrinne belindet. Diese äußere Reibung muß bei 
seichtem Wasserstand beträchtlicher sein, bei steigender Menge wird sich 
also die Geschwindigkeit vergrößern, weil das hinzutretende Wasser weiter 
von dem benetzten Grunde entfernt ist. Wir sehen daher bei Hochwasser 
dieselbe in der gleichgeneigten Talstrecke wachsen und ebenso, sobald ein 
Fluß in Engen tritt oder z. B. die Flutwelle das Meer in trichterförmige Buchten 
treibt; denn hierdurch verkleinert sich das Verhältnis der benetzten Fläche 
an Sohle und Strombettwand zum gesamten Querschnitt. 

Man bestimmt die Oberflächengeschwindigkeit eines Flusses, die 
man in Metern für eine Sekunde anzugeben pflegt, mit annähernder Genauigkeit, 
indem man eine Schwimmkugel auf der Oberfläche im Stromstrich treiben läßt 
und den in gegebener Zeit zurückgelegten Weg an Ufermarken abmißt oder umge- 
kehrt die Zeit bestimmt, in welcher ein abgemessener Weg durchschwömmen wird. 
Das bloße Auge täuscht leicht über diese Geschwindigkeit. Für genauere Messungen 
hat man die verschiedensten Geschwindigkeitsmesser (Tachometer, Hydrometer) 
ersonnen, welche vor allem auch die Stromstärke in den einzelnen Tiefen feststellen 
sollen 95 ). — Niederungsströme haben selten eine größere Geschwindigkeit als 0.03™ 
bis 0.05 m in 1 Sek., der Rheni (bei Straßburg), Nil, Ganges haben eine solche bis zu 
1.5 m ; bei Hochwasser können die gleichen Ströme * — 3 m und mehr erreichen, aber 
selten verdreifacht sich die Stromstärke zur Zeit der Hochwasser. 

Die Wasserführung oder die in einer Zeiteinheit sich vollziehende 
A 1) flu ßm enge wechselt in allen Flüssen mit der Höhe der Niederschläge 
im Flußgebiet und daher teils periodisch mit den Jahreszeiten, teils unperiodisch 
infolge ungewöhnlicher atmosphärischer Ereignisse (Wolkenbrüche, Föhn- 
winde usw.). Die Verhältnisse der in verschiedene klimatische Provinzen 
übergreifenden Flüsse sind daher in den einzelnen Teilstrecken häufig ver- 

9ä ) S. u. a. M. Rühlmann. Hydromechanik (2. Aufl. 1880, 361—388); R. 
Jasmund, a. a. O. 411. 



Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Pestland 

schieden.. h\ höheren Breiten erzeugt die Schneeschmelze, in Landstrichen 

mit ausgeprägten R ten wie in den Tropen, den Monsungebieten usw. 

bringen diese letzteren die Anschwellungen hervpr, während ilio Trocken- 

den die Flüsse vielfach gan versiegen hissen. Fiumare heißen Bolche 

disch fließenden Rinnsale in Italien. Wasserstand und Wasserführung 

sind daher starb schwankend, und auch /wischen den einzelnen Jähren zeigen 

sich beträchtliche Unterschiede. Sie sind geringer bei Strömen, die duroh 

odei IMi- und Gletschergewässer gespeisl weiden, weil die ersteren 

gleichsam Behältnisse sind, die den Überschuß der Zufuhr oben und damit 

die Abfuhr nach unten regeln, und weil die letzteren weitere Speisung im Som- 

ermöglichen, wo es in den Niederungen ofl an Niederschlägen fehlt,. In 

mtu hat, man Sogar Tagesschwankungen der Höhe je 

nach dem Sonnenstand festgestellt. 

Die Wasserst andsbeobaehtungen sind leicht durch .Marken festSZUtellen 
um! werden heute vielfach durch sei hst s ( bleibende Pegel aufgezeichnet. 
Bei diesen hebt und senkt siefa ein gegen die Strömung geschützter Schwimmer 

mit dein Wasserspiegel und übertragt die Bewegung mittels Stiftes auf eine beliebig 

hoch Ober demselben befindliche Trommel. — Heim Rhein hebt sieb das Hochwasser 
selten um mehr als 6 m über Kleinwasser, beim Nil (Kairo) um 7 — 10">, wogegen 
die indischen Flüsse um 15 — 2o>n U nd australische bis H» m steigen sollen 96 ). Die 
Strombetts und Flußtales spielt bei dieser Erhebung natürlich eine, 
l« deut< nde Rolle. 

- Feststell ung der Wasserführung hat man den Quer- 
schnitt eines Gewässers Breite und mittlere Tiefe zu bestimmen. Das 
Produkt dieser Fläche {F) in die Geschwindigkeit (v) ergibt die in der Zeit- 
einheit fortbewegte Wassermasse. Die Hauptschwierigkeit liegt in der Be- 
stimmung der mittlem Stromstärke, da letztere mit dem Wasserstand 
m Wechsel unterworfen ist; daher isl eine Einzelmessung weit entfernt, 
uns von der mittleren Wasserführung und damit, der Abflußmenge in 
längern Zeitabschnitten eine richtige Vorstellung zu geben. Eben dieser be- 
darf man aber besonders in der Geographie zum Vergleichen der Wasser- 
adern od.r zur Berechnung des Massentransporte durch die Flüsse, während 
die Wasseibaukunsl und die Schiffahrt mehr Interesse an den zeitlichen 
Schwankungen der Wasserführung haben. Für die Aibeit des Flusses hin- 
sichtlich der Ausräumung des Flußbettes kommt selbstverständlich die Wasser- 
fall rung bei Hochwasser vornehmlich in Betracht. Diese übersteigt die 
Abflußmenge bei Kleinwasser oft nur um das 5 — lOfache, in Landstrichen 
mit ausgesprochenen Trocken- und Regenzeiten aber nicht selten um das 
Mehrhundertfache. 

Bei Flüssen, deren Gesamt verlauf sich in feuchten Erdgürteln voll- 
zieht, nimmt begreiflicherweise die Wasserführung, von den jahreszeitlichen 
Schwellungen abgesehen, im allgemeinen von der Quelle bis zur Mündung 
zu. Es sei denn, daß sie in einzelnen Strecken über zerklüftetes Gelände 
fließen und dadurch dauernd Wasser an den Untergrund verlieren. Wo sie 
ab -i in trockene G< biete eintreten, wieder Nil bei Überschreitung der ägyptischen 
Südgrenze, und damit die seitlichen Zuflüsse verschwinden, da beginnt meist 
-ofoit eine Verminderung der Wasserführung. Ist hierbei die starke Ver- 
dunstung die natürliche Ursache, bo treten in allen besiedelten Ländern noch 

M ) Penck, Morphologie, \*'M, I, 266. 



§ 139. Das strömende Wä* 331 

die Verluste hinzu, die ihnen die Bewässerungsanlagen der Anwohner zu- 
fügen. 

Bis heute kennen wir die wahren Verhältnisse der Wasserführung" 7 ) nur 
von äußerst wenigen' Flüssen, nämlich einigen mitteleuropäischen, welche unter 
regelmäßiger Pegelkontrolle stehen, dann etwa vom Mississippi, Nil, Amu Darja, 
indem an diesen die erforderlichen Beobachtungen längere Zeit hindurch syste- 
matisch ausgeführt sind. Nur wenn solche in Zwischenperioden von wenigen Tagen, 
welche sich zugleich auf das ganze Jahr verteilen, angestellt sind, gibt der Durch- 
schnitt die mittlere Wasserführung leidlich genau an. Man hat sie für den 
Mississippi (bei Carollton, etwas oberhalb New-Orleans) i. J. 1851 zu 17500 cbm in 
1 Sek. bestimmt 88 ,) später") zu 18800 cbm ; für den Rhein (1871 — 86) vor seiner 
Teilung, jedoch die Maas mit emgeschlossen, zu 2130 cbmioo^ f ur den Amu Darja bei 
Nukuß 101 ), also unterhalb der bedeutenden Verluste, welche der Fluß durch die 
Bewässerung der Chiwa-Oase erleidet, zu 1600 cbm (1874 — 76) usw. Ebenso führt 
der Xil bei Assuan (2000) weniger Wasser als oberhalb bei Wadihalfa am 2. Katarakt 
(2500) 102 ). Es ist also stets wichtig zu wissen, für welchen Punkt des Flußlaufes 
die Wasserführung berechnet ist 103 ). 

Das Bemühen der Techniker geht dahin, eine empirische Formel zu finden, 
nach welcher sich die mittlere Stromgeschwindigkeit (v) aus dem jeweiligen Gefäll 
und dem Wasserstand berechnen läßt. Eine der einfachsten 104 ) lautet, wenn n 
das Flußgefäll angibt, für Metermaß 

v = 51 . ]/r . a 
Hierin ist r, der sog. mittlere Radius, nämlich gleich dem Querschnitt der Wasser- 
flache F, geteilt durch den benetzten Umfang (j>) und entspricht nahezu der mitt- 
leren Wassertiefe. — Indem man solche Formeln auf Hoch- und Niedrigwasser- 
stände einzelner Flüsse anwandte, gelangte man zu Schätzungen der Wasserführung 
von rein vorläufigem Charakter. Noch weit mehr weichen diese Schätzungen 
voneinander ab, wenn man wie beim Kongo 105 ) und Amazonas 108 ) alle Faktoren: 
Breite, mittlere Tiefe, mittlere Geschwindigkeit durch rohe Schätzungen ersetzen muß. 

97 ) Die ausgedehnteste Zusammenstellung (33 Flüsse) bot früher J. Murrays 
Aufsatz, allerdings ohne alle Quellen: The relation of Rainfall to the Annual 
Discharge of Rivers (Scott. Geogr. Magazine III, 1887, 76; Jahresbetrag in Cubic- 
miles, daher zu multiplizieren mit 132, x ( = 5280 3 FeetX 0, ?8?1 cbm : 31557600 Sek.), 
um die Zahlen in Kubikmeter für 1 Sek. zu verwandeln); später hat R. Fritsche 
(Niederschlag, Abfluß und Verdunstung auf den Landflächen der Erde; Diss. 
Halle 1906) quellenmäßige Angaben für 52 Flüsse gemacht, von denen aber auch viele 
noch wenig stichhaltig sein dürften. Was an Angaben über die Wasserführung von 
Flüssen in der geogr. Literatur bekannt geworden ist, hat L. Henkel kurz zusammen- 
gestellt (Geogr. Anz. 1912, 266 — 70). — 98 ) Humphreys and Abbot, Report on 
the Physics a. Hydraulics of the Mississippi River 1861. Deutsch von Grebenau, 
München 1867. — ") Greenleaf , The Hydrology of the Mississippi (Amer. Journal of 
Science Ser. 3. 1896, Bd. IL)— 100 ) H. Blink, Nederland (Amst. 1887/90, 1,334). 
— 101 ) C. Schmidt u. Dorandt, Wassermenge ü. Suspensionsschlamm d. Amu 
Darja im Unterlauf (Mem. Acad. Petersb. (7. Ser.) XXV, 1887, 20). — 102 ) Nach 
W. Pietsch, Das Abflußgebiet d. Nils (Berlin 1910, 86). Nach Chelu (Le Nil. 
Paris 1891, 91) sollte der Nil bei Kairo 2900, bei Assuan 3700 cbm i n der Sek. durch 
schnittlich ergeben. Diese Zahlen smd zu hoch. — 103 ) Hiernach darf man 
den Indus (5650 cbm) nicht auf eine Linie mit dem Ganges (5762cbm) stellen (Günther, 
Lehrb. d. Geophysik, 1891, 363), da sich die erste Zahl auf den Unterlauf des Indus 
nahe dem Delta, die zweite auf die Bestimmung bei Ghazepur bezieht, wo der 
Ganges noch nicht einmal die Gangra und den San aufgenommen hat. — 104 ) Bereits 
von J. A. Eytelwein, Handb. d. Mechanik fester Körper u. d. Hydraulik, 1801, 
181, gegeben. Vergl. auch Bubendey ä. a. O., 494. — 105 ) Dem Kongo wird meist 
nach Tuckeys (1816) roher Schätzung 2 Mill. Kubikfuß (=57000 cbm) oder nach 
Beh ms Berechnung (Pet. Mitt. 1872, 409) 1 800000 cbf (= 51 000 cbm) gegeben, während 
beide ihre Zahlen als Minimalzahlen bezeichneten. Man wird entsprechend der 
größern Tiefe und starken Strömung gewiß 70 — 80000 cbm annehmen dürfen. Fritsche 
(Anm. 97, S. 28) entscheidet sich nach Dubois für 50— 60000 cbm. _ io6) Für den 



332 Bach II. Physikalische Geographie. — Kapitel U. I>as Festland. 

$ 140. lliiivrcision 10T ). Fließende Gewässer seilen wir in der Regel 
in Rinnen dahinfließen, die sie sich durch Ausnagung und Ausräumung selbst 
geschaffen haben. Mir Grundform erodierender Arbeit ist. hierbei die Furche, 
also ein« Bohlform von V-förmigem Querschnitt. Dies ist leicht zu erklären. 

An den l'ferwänden nagt nur dei Wasserstoß und dieser ist noch dazu hei 

dem dahinschießenden Wasser meist nicht unmittelbar gegen «las Ufer ge- 
richtet; an der Sohle des Flußbettes wetzen und reihen dagegen auch Geröll 
und Sandmassen, welche der Fluß mit. sich führt. \'on dem Vorhandensein, 
■ ler Beschaffenheil und besonders der Beweglichkeit' dieses Trümmermaterials 
im Fluß hängt also die Erosionswirkung in erster Linie al>. Sie vermag im 
Laufe der Zeit selbsl harte Gesteine zu durchsägen. Bisher dürfte mau die 
Korrasion A<^ fließenden, über den Boden hingleitenden Wassers gegenüber 
derjenigen durch die mitgeführten Gesteinstrümmer überschätzt haben. 
Nur wenn der Wasserstoß da- Erdreich unmittelbarer und stärker trifft, wird 
sich von einer wahrhaft abnagenden, korradierenden Tätigkeit des Wassers 
selbst sprechen lassen. Dies tritt bei starkem Gefäll, besonders aber beim 
fallenden Wasser, also den Wasserfällen ein. 

|)ie Beschaffenheil des Strombetts übt auf den unausgesetzten 
Vorgang dei Erosion den wichtigsten Einfluß aus. Ein glattes Felsbett ver- 
tieft sich äußerst langsam, aber selten fehlen in ihm <! ssteinstrümmer, auch 
wenn sie dem Bett nicht direkt entstammen, sondern durch Wildbäche, Seiten- 
tliisse. [Jferrutschungen usf. in dasselbe geführt sind. Eine gewisse Beweg- 
lichkeit dieses Materials ist erforderlich. Wo es massenhaft als schweres Ge- 
röll das Flußbett erfüllt, schützt es weit, eher die Sohle, so daß die seitliche 
Erosion raschere Fortschritte macht als die nach der Tiefe. Sind viele Wider- 
stände im Strombett zu überwinden, so nimmt die Längskurve des Gefälls 
eine stufenförmige und unregelmäßige Form an. In erhöhtem Maße tritt 
dies bei Stromschnellen oder Katarakten zutage, die von vornherein 
auf fel>igen Untergrund schließen lassen. Indem das Gefall nach unten zu- 
nimmt, die Erosion also von unten rückwärts nach oben arbeitet, hat das 
Längsprofi] einer solchen gleichsam unfertigen Strom st recke die Höhlung 
nach unten. 

Indem der Fluß ständig an der Beseitigung aller Hindernisse arbeitet, 
gleicht er sein Bett mehr und mehr aus verwandelt es in eine stetig nach 
ob n gekrümmte Gefällslinie. Solange er im obern Gabiet bei steilerem Gefälle 
noch erodierend wirkt, um im unteren das Bett gleichmäßig zu erhöhen, ist 
da- Endziel des Gleichgewichtsprofils noch nicht erreicht. Der Fluß 
arbeitet weiter an der Verflachung der Kurve, und der Wendepunkt zwischen 
Abnagung und Ablagerung rückt noch weiter aufwärts. Noch hat sich in 
der Natur kein Fluß gefunden, der im Gesamtverlauf am Endziel angelangt 

und im Talweg gleichmäßig dahinströmte. Immer wieder hindern ihn 
nde Eingriffe der Bodenbewegung oder seitlicher Zuflüsse daran. 

I'.i- Flußgeröll wird überwiegend in rollende Bewegung gesetzt und 
hierbei mehr oder weniger zu Geschieben, endlich zu Kies und Sand zer- 
rieben, ohne daß man den Flußsand ausschließlich als Beste der im Fluß 



schwanket] die Schätzungen '/.wischen 70000 und 120000 cbm (Keclus 
in Geogr. Univ. XIX. 1895, 147), die letztere dürfte die richtigere sein. — 107 ) A. 
Bettner, Die Arbeil des fließenden Wassers (Geogr. Zeitschr. XVI, 1910, 365 — 84); 
i:. lasmund a. a. O. (Anm. 93, 116 — 243); A. Rühl, Flußerosion (Geogr. Jahrb. 
WXV. 1012. 92 ff.). 



§ 14U. Flußerosion. 333 

verkleinerten Gesteinstrümmer anzusehen brauchte. Jedenfalls wird durch 
obigen Vorgang naturgemäß die erodierende Kraft eines Flusses talabwärts 
vermindert. Gebirgsflüsse, die ihr Geröll in Seen ablagern, werden also in 
betreff der Erosionsarbeit unterhalb der letzteren stark geschwächt sein. 
Umgekehrt treten bei Wasserfällen hierin die größten Wirkungen hervor, 
sobald Gesteinsblöcke mit über die Schwellen hinweg und in die Tiefe befördert 
weiden. Diese wirken dann wie Geschosse gegen Wände und Boden des Tal- 
kessels, in den sich die Wassernlassen stürzen. Die wirbelnde Bewegung 
(Eversion), in welche einzelne Blöcke vom Strudel versetzt werden, ver- 
mag dabei selbst in felsige Unterlagen topfartige Löcher einzuschleifen; hier- 
her gehören die sog. Gletschertöpfe, in denen man oft die aus härterem 
Material bestehenden „Schleifsteine" noch vorfindet (S 344). Auf die ge- 
schilderte Weise sind die zahlreichen Gebirgsklammen mit ihren fast 
senkrechten, stets aber in gewaltige Nischen zerlegten Wänden entstanden, 
die besonders die Kalkgebirge auszeichnen. Altere Risse und Schluchten 
im Gestein dürften aber dabei meist dem Gebirgswasser die ersten Angriffs- 
punkte zur nachhaltigen Erosion geboten haben. 

Auch die meisten Höhlen und unterirdischen Flußtäler der 
Kalkgebirge sind auf gleiche Vorgänge zurückzuführen 108 ). In jedem ab- 
geschlossenen Becken werden sich die unterirdischen Gewässer zu Seen sam- 
meln, wie sie die meisten großen Höhlen z. B. des Karstlandes auszeichnen. 
Die chemische Auswaschung vermindert den Widerstand der Decken und 
Seitenwände, das Wasser stürzt in Fällen aus einem Becken in das andere, 
es bilden sich stark erodierende unterirdische Flußläufe, die nicht selten 
streckenweise zutage treten, um später wieder in den Spalten und Höhlen 
zu verschwinden. 

Viel großartiger tritt die geschilderte Flußarbeit in den sog. Canons 
zahlreicher Flüsse auf, wie sie besonders die westlichen Hochflächen Nord- 
amerikas auszeichnen. Hier hat die Erosion in die flachgelagerten Schichten 
jener regenlosen Gebiete auf Hunderte von Kilometern Schluchten einge- 
schnitten, deren parallele Wände sich 1000, ja 1500™ erheben, bald steil 
in ununterbrochenem Absturz, bald in mächtigen mit Schutthalden bedeckten 
Stufen. Sie lassen die ganze Schichtenfolge der durchsägten Ablagerungen 
erkennen. 

Für die Erosion kommen, wie angedeutet, die plötzlichen Hochw-asser 
als Folgen mächtiger Gewitterregen, sog. Wolkenbrüche, oder der raschen 
Schneeschmelze, wie sie der Gebirgsföhn bewirkt, am meisten in Betracht. 
Nichts spricht deutlicher hierfür, als die breiten, geröllbedeckten, aber monate- 
lang fast wasserlosen Fiumaren Südeuropas, oder die tief eingegrabenen, 
jahrelang trocken liegenden Wadis der Wüste. Nur wer die nach Gewitter- 
regen plötzlich in diesen Furchen herabstürzenden Fluten gesehen, \eimag 
sich von ihrer zerstörenden und ausräumenden Wirkung eine Vorstellung zu 
machen. Auch die Barrancas der Tropen reihen sich hier ein, wenngleich 
der Beginn dieser eigenartigen wilden Schluchten zunächst auf plötzliche Regen- 
fluten zurückgehen, daher an Bergabhängen stets gesellig auftreten. 

Immer handelt es sich hierbei um ein Rückwärts- oder Aufwärts- 
schreiten der abtragenden Wirkung, von Stellen aus, wo gesteigertes 

108) Bereit sist eine eigene Spezialwissenschaft der Höhlenkunde oder Speleo- 
logie im Entstehen. Vergl. W. v. Knebel, Höhlenkunde 1912 u. die Literatur 
bei A. Rübl (Geogr. Jahrb. XXXV, 1012, 116 ff.). 



Buch II. Physikalisohe Geographie. — Kapitel II. Has Festland. 

.;1 ßie erheblich vermehrt. Unter unsern Augen vollzieht sich die Er 
8cheinnng an allen VI [allen. 

Der kanadische Fall des Niagara swisohen Etrie- und Qntario-See in Nord« 
aroerika BohreJtel im Fahr wohl mehr als 1 >" euruok, wesentlich dadurch, daß das 
herabfallende Wasser die weicheren Mergel die anter der dioken, Eesterea Kalkschicht 
liegen, unterspüll ' 

§ 141. Die Flaßsedlmente. In drei Formen trägt das fließende Wasser 

bstoffe der Brdrinde abwärts, als. chemisch gelöste Substanzen, als 

schwebend erhaltene Sinkstoffe und als festes Geschiebe an der Flußsolde. 

1. Die gelösten Beimischungen fehlen keinem fließenden Ge- 
wässer; sie entstammen /.um größten Teil den Quellen, wie sich aus der Tat- 

ergibt, daß sie sich mit den jahreszeitlichen Wasserzufuhren kaum 
vermehren, andererseits aber im unterlaufe meist beträchtlicher als im Ober- 
läufe auftreten. Es liegen schon zahlreiche Analysen vor. Nach diesen 
kann 180 200 R in 1 cb,n Wasser als eine Mittelzahl für die meisten 
Flüsse gelten, die allerdings mit den Jahreszeiten beträchtlich schwankt 110 ). 
Kohlensaurer Kalk ist Hauptbestandteil, Kochsalz, obwohl fast überall 
verbreitet, isl der Menge nach stets sehr gering. Die gelösten Salze geben 
sich dahei im Flußwasser durch den Geschmack nur selten kund; gegenüber 
dem Ozean oder dem Wasser abtlußloser Binnenseen erscheint uns das Fluß- 
«i asser salzlos oder süß. Diese Stoffe begleiten das Wasser bis zum letzten 
Ruhepunkt, werden also zumeist im Meer oder in Seen abgelagert. Die 
letzteren weiden daher, wenn sie abflußlos sind und nur durch die Verdun- 
stung Wasser verlieren, allmählich immer reicher an denselben und verwandeln 
sich in schwach salzige (sog. Brakwasserseen), schließlich in echte Salz- 

(§ 176 Endseen). Auch beim Versiegen der Flüsse im Sande treten 
die Salze durch Ausblühen in die Erscheinung. 

2. Schlammführung. Nicht durchweg massenhafter ist das 
schwebend vom Flüsse mitgeführte Material. Es ist vorwiegend 

Lig-lehmiger Natur und entstammt zum größten Teil den Tageswässern, 
wie sich aus der stärkern Vermehrung dieser nur mechanisch beigemischten 
Sinkstoffe nach Regengüssen und überhaupt in Regenperioden zeigt, wo die 
Zunahme weil hoher als die der Wassermasse ist. Auch der Wind führt un- 

109 ) Die unsichern Schätzungen der rückschreitenden Erosion beim Niagara 
sina mit der Zeit immer größer geworden und damit die. Annahme für die 
Zeitdauer der Schluchtbildung bei Queenston und Lewiston bis zum heutigen 
Kall kleiner. Lyell nahm 1 engl. F. f d. Jahr, Bakewell (Amer. Journ. 2, 
a Will. 1857', p. 85) 3 engl. F., Wright (Amer. Journ. 3, S. XXVIII, 
1884, p. 32) nach den Befunden 1842 — 83 sogar 6 F. = l, 8 r,"> an. (S. die Linien 
des B im Hufeisenfall des Magara in Reclus, Geogr. univ. XV, 1890, 

PI. I. 1:14500 und Berghaus, Phys. Atlas, Taf. 17, 1:25000). Dement- 
hend nahm Lyell für Bildung der 10, 5 km langen untern Talschlucht 35000, 
Bakewell 10.7m. Wright 6000 Jahre an; neuere Messungen und die Erörterungen 
derjenigen von 1 S42 — 190t durch G. K. Gilbert, machen einen jährlichen Rückgang 
von 4 — 5 engl. F. (= l,„ m bis 1. 5 '") wahrscheinlich iThc Geogr Journal, London XXX, 
1907, 335). V' it:!. auch Geogr. Jahrb. XXXV, 1912, 110. — 110 ) S. zahlreiche Bei- 
spiele bei Penck, Morph. 1894, I, .'501). Wenn dort eine mittlere Schwankung im 
Jahre bis za + 25% angenommen wird, so hat eine neuere streng durchgefühlte 
Messung an der Rhone eine Schlammführung von 106 — 383? bei mittlerm Betrag 
>on 246 K. also eine Schwankung um übei + 50%, ergeben. A. Uetrecht, Die 
Ablation der Rhone in ihrem Walliser Einzugsgebiet i. J. 1904/05 (Z. f Gewässer- 
kunde VII, 1906, 304). 






§ 141. Die Flußsuliim-nte. 335 

gemein viel Staub in das Wasser. Steppenflüsse sind reich an Sedimenten 
(Aimi Darja); Uferwaschungen, namentlich bei Hochwasser, tun das Übrige. 

Die Schlaninifülininir bestimmt auch der Hauptsache nach die Farbe 
des Flußwassers, nach welcher in vielen Sprachen die Benennung des 
Rinnsals erfolgt. Gletschergewässer pflegen schmutzigweiß zu sein. Der 
Gelbe Fluß Chinas (Hoang-ho) verdankt seinen Namen der starken Aufnahme 
gelber Lößerde, die er auf Hunderte von Kilometern durchströmt; rot sind 
die meisten Fnisse gefärbt, die durch Lateritboden eilen; schwarzes oder 
schwarzgelbes, besonders durch Humussäure gefärbtes Wasser entstammt den 
Torfmooren usf. 

Je nach der Natur des durchzogenen Gebiets wechselt beim einzelnen 
Fluß sowohl die Zusammensetzung wie die Menge dieser Sedimente. Bei 
vielen erreicht die letztere nur einen Bruchteil der chemisch gelösten Mengen, 
übertrifft diese aber in den regenreichen Monaten meist bedeutend 111 ). Aber 
auch in den verschiedenen Talstrecken desselben Stromes führt die Messung 
zu ungleichen Ergebnissen; die Schlammführung ist unterhalb jeder aus- 
gedehnten Strecke mit Schlickbildung, also Ablagerung, beträchtlich geringer 
als oberhalb derselben. 

Man hat die Menge der von den Flüssen herabgeführten Sinkstoffe früher 
vielfach deshalb überschätzt, weil man sie nach dem Absatz des Niederschlags aus 
dem geschöpften Flußwasser entnahm 112 ). Dieser nasse Schlamm nimmt jedoch 
einen viel größern Raum ein und hat ein weit größeres Gewicht als der allein ver- 
gleichbare getrocknete Absatz. Die Flüsse Mitteleuropas sind in der Tiefebene 
durchweg ziemlich schlammarm und enthalten meist weniger als 100 s Schlamm 
in 1 cbm Wasser, ihre Quellflüsse im Hochgebirge dagegen 1000g und mehr 113 ). Nach 
den Messungen in der Rhone oberhalb ihrer Einmündung in den Genfer See 114 ) 
war der Gehalt an Sinkstoffen nur in vier Monaten, Mai bis August 1904, größer 
als an gelösten Bestandteilen; im Mittel 547 e gegen 134 S, in den acht übrigen über- 
wogen die letztem mit 292 g gegen nur 69 s, die auf das schwebende Material ent- 
fielen. Da jedoch die Wassermenge, welche der Strom in jenen vier Sommermonaten 
führte, dreimal größer als in den acht andern war (4420 Mill. Kubikmeter gegen 1533), 
so ist erklärlich, daß der im Jahr herabgeführte Schlamm mehr als dreimal größer 
war als das gelöste Material (3094 Mill. Kilogramm gegen 945). Für den Ganges fand 
man 115 ) noch vor seiner Vereinigung mit der Gangra 2 k S im Jahresmittel; und 
während er in der Trockenzeit weniger als 300 g. führen soll, erreichten die Sink- 
stoffe in den Zeiten des Sommermonsuns 2400 S; ebenso hat man für den Blauen 
Nil im Frühling nur ca. 25 — 30 e, im August 1160 s gefunden 116 ). 

3. Geschiebetransport. Das gesamte festere Material, welches 
die Flußsohle in der mannigfaltigsten Form von Geröll, Kies, Sand bedeckt, 
nennen wir sein Geschiebe. Es pflegt massenhaft in allen Gebirgsgewässern 

111 ) Auch sorgfältige Messungen verlieren in diesem Punkte an Wert, wenn 
sie nicht systematisch für längere Perioden durchgeführt sind. Vergl. Anm. 110. — 
112 ) Lehrreich ist in dieser Hinsicht der Hoang-ho, dessen Schlammführung man noch 
oft nach Sir Stauntons Schätzung i. J. 1797 angibt, Er fand 1 : 200, also 20000 s 
im cbm, und danach sollte der Fluß i. J. 417 Mill. cbm Schlamm herabführen wie 
noch Guppy 1880 (Nature XXII, 486) wiederholte. Der Einwand Mellard Reades, 
daß es sich offenbar um das Gewicht des nassen Schlamms handle (Nature XXII, 
559), veranlaßte Guppy, die Schlammführnng des Hoang-ho nunmehr um das 9fache, 
auf ca. 47 Mill. .Kubikmeter i. J., zu reduzieren. — 113 j S. die sorgfältige (quellen- 
mäßige) Analyse bisheriger Berechnungen der Schlammführung von Flüssen in Meter- 
maß umgerechnet bei Penck 1894, I, 296 ff. — 114 ) Nach Uetrecht, s. Anm. 110. — 
U5 ) Auch für den Ganges ist man noch auf die Untersuchungen Everests v. J. 1832 
angewiesen; (Journ. Asiat, Soc. 1832.) — 116 ) W. Pietsch, Abflußgebiet des Nils, 
Berlin 1910, 105. 



SM Buch II. Physikalische Qeographi< Kapitel II. Das Festland. 

vorhanden zu Bein und wird liier vornehmlich durch die Gewalt plötzlicher 
Hochwasser in die Taler und Ebenen herabgeführt. Wildbäche, in den Alpen 
Murgänge genannt, können gelegentlich den ganzen Talboden meterhoch 
mit Steinblöcken Oberdecken (vernvuren), um ihn für Jahrzehnte der 
Ausnutzung zu entziehen 117 ). Im allgemeinen gehl die Fortbewegung des Ge- 
schiebes mehr in rollender als schiebender Form vor sieh, wodurch die Ge- 
rolle mehr und mein verkleinert werden, ihre scharfen Ecken und Kanten 
verlieren und schließlich in flache Kiesel abgeschliffen werden. Flußgeröll 
läßt sich daher leicht von scharfkantigem) Gletschergeschiebe oder Trümmern 
von I en unterscheiden. Die Korngröße des fortbewegten Geschiebes 

hängt von der Stromstärke ab. Sand und Kies bedürfen 118 ) einer solchen 
von 0„" bie 0„ m , nußgroßes Geröll etwa l.. ,n (S. 329). Gröberes Geröll 
muß also meist im Oberlauf der Flüsse liegen bleiben, wird aber steter (Jm- 

lagerung unterworfen. Kies und Sandbänke wandern stets abwärts, indem 
sie am obern Ende abgetragen werden, am untern wachsen. Nur wenn sie 
als Bog. Auen den Flußspiegel erreichen und durch Vegetation verfestigt 
werden, haben sie längeren Bestand. 

Tm einzelnen ist der Vorgang diesei Einlagerung noch wenig unter- 
sucht, und wenig Anhaltspunkte hat man. um die Masse dea vom Fluß fort- 
geschobenen Geschiebes zu bestimmen. Wo man dies bei Deltabildungen 
in Snn versuchl hat "'■'). fand man seihst bei der Einmündung von Gebirgs- 
tlüssen in Seen wenig größere Massen von A.ufschüttungsmaterial, als an 
schwebend erhaltenen Sinkstoffen von diesen abwärts geführt wird. 

S 142. Sedimentablagerung. Wo irgend das Flußgefäll geringer wird. 
gelangt das mitgeführte -Material je nach seiner Korngröße oder Beschaffen- 
heit Langsamer oder schneller zur Ablagerung. Der Fluß schüttet sich 
damit selbst -ein Bett auf: die Sohle erhöht sich und wird durch dieaufgela-jer 
ten Stoffe zunächst vor weitere]- Zerstörung und Vertiefung geschützt. Um 
so mehr werden dann die Ülerwände angegriffen, gegen die sich der Über- 
schuß des Gefällsbedürfnisses oder der Strömst rieh lichtet, und sie werden 
in Flußkrümmungen zerlegt. Hierbei wird das zunächst betroffene Ufer 
unterhöhlt, es bilden sich Pfuhle längs desselben, die überhängenden Wände 
stürzen ah. 

Dil Wasserbewegung gehl dabei in Spiralen vor sich 12 "). Die- Stromfäden 
tauchen am konkaven Dfer unter, laufen längs der Sohle zum andern Ufer hinüber, 
das sie natürlich weit unterhalb erreichen, am sieh dann wieder zu erheben und den 
Kreislauf von neuem zu beginnen. Diese Unterströmung ist es, welche die ttedi- 
mente zum konvexen Ufer führt. Der Stromstrich wird dadurch immer weiter ab- 
gedrängl von diesem, bis er unterhalb der Ablagerungen seine unterhöhlende Tätig- 
keit wieder beginnen kann. 

Der Gesamterfolg isl zunächst eine stete Verbreiterung des Fluß- 
querschnitts, der mit seiner mehr ebenen oder schwach nach oben gekrümmten 
Sohle ein vollständiges Gegenstück zu der V-förmigen Erosionsfurche ist. 
Amh das Längsprofi] eines solchen in die eigenen Alluvionen sich eingraben- 
den Flusses isl wesentlich von dem oben (S. 332) geschilderten verschieden. 
Bei der steten Venninderung <\'-~. Gefälls nach unten infolge der Ablagerungen 
i-t die Gefä 1 1 > k 1 1 rve nach oben hohl. Je feinkörniger und lockerer nun 

,1T ) Stinv. •!.. Die Muren, Innsbruck 1910. Mit Abb. — »•) Näheres bei 
Penck I. 2x2 ff.' - "'> Penck I. 80. — ,20 ) Geogr. Jahrb. .Will. 1805, 416. 



§ 142. Sedimentablagerung. .'137 

das Erdreich ist, in dein diese Umbildungen vor sich gehen, um so leichter 
wird es dein Wasser, die Ufer anzugreifen und aus dem Gelände halbkreis- 
förmige Stücke auszuschneiden, die dem Flußlauf das Bild einer Schlangen« 
linie geben. Die starken Windungen im Unterlauf des Mäander in West- 
Kleinasien sind für diese sog. Serpentinen- oder Mäanderbildung sprich- 
wörtlich geworden. Im weitern Fortschreiten derselben werden manche 
Schlingen völlig abgegraben, ihr Hals durch ein neues geradliniges Flußbett 
abgeschnitten und damit die Bogen zu toten Gewässern gemacht, wie sie 
den meisten weiten Talflächen der Niederungen eigen sind. Alle diese Ver- 
hältnisse sind daher meist schon auf sog. Spezial karten, sehr genau auf topo- 
graphischen Karten zu verfolgen 1 - i ). 

Wie demnach im Flußbette die Einzelgebilde vorwiegender Abtragung 
mit solchen der Ablagerung räumlich stetig wechseln, so sind sie auch zeit- 
lich von wechselndem Bestand. Die Erosionswirkung ist wie die Tal- 
bildung eine periodische, weil die Umstände, welche die Strömung lokal 
zu verstärken oder zu vermindern geeignet sind, einander zeitlich ablösen. 
Eine Schwelle härteren Gesteins, die sich quer durch das Flußbett zieht, 
übt, auch wenn sie sich dem Auge völlig entzieht, oft meilenweit aufwärts 
eine verzögernde Wirkung auf die Kraft der Strömung aus. Eine solche kann 
beispielsweise unbemerkt in Wirksamkeit treten, wenn die Erosion allmählich 
allen Sand oder alles lockere Geröll über der Schwelle fortgetragen hat. Unter 
unsera Augen bilden sich Schwellen, wenn ein Seitenbach plötzlich massen- 
haftes Geröll in das Flußbett des Hauptstroms schiebt, wie dies im Gebirge 
so oft nach Gewittern geschieht. Der Fluß lagert dann oberhalb solcher 
Schwellen alle mitgeführten Sedimente ab. Staut sich das Wasser vollkommen, 
so muß sich ein Fluß- oder Talsee bilden, der vom Fluß allmählich wieder 
zugeschüttet wird (§ 175, 5), wobei sich der Boden durch die feinen Sedi- 
mente, welche im Wasser schwebend erhalten waren, ausebnet. Dies ist 
der Ursprung der meisten Talstufen (Flußterrassen) in Gebirgstälern, 
die uns durch ihre völlig ebene Oberfläche in Staunen setzen, wenn wir 
sie von der steilen Stirnseite erstiegen haben. Ist die Ausfüllung vollendet, 
so beginnt die Erosion dort, wo das fließende Wasser den Stufenrand über- 
strömt, von neuem. Mit jedem Fortschritt wird das Flußgefäll vermehrt 
und damit die senkrecht erodierende Kraft wieder verstärkt. Von unten 
nach oben wird von neuem eine Furche in das eigene Aufschüttungsmaterial 
geschnitten, in das sich das Wasser zurückzieht. So bleiben oft in beträcht- 
licher Entfernung die dem Flußlaufe parallelen Hochgestade oder Tal- 
leisten bestehen 122 ) als Zeichen ehemaligen Überwiegens seitlicher Erosion 
und meist auch als Grenzen späterer Überschwemmungsgebiete im Tale. 
Das Hochwasser kann diese Landstufen, die nicht selten in mehrfachen Reihen 
den Fluß begleiten, immer noch weiter zurückdrängen. Die äußeren Stufen 
pflegen als die altern durch die Verwitterung und Abtragung ihre geschlossene 
Böschung schon verloren zu haben. 

Im verstärkten Maße muß die Seitenerosion arbeiten, wenn der Eis- 
gang im Frühling Eisschollen gegen die Ufer drängt. Daher die Gefahren, 
denen die Deiche unserer Niederungsströme ausgesetzt sind. Eine Eisstopf ung 
vermindert das Gefäll nach unten, preßt also den Hauptstrom mit ungeheurer 

l21 ) S. z. B. Vogels Karte d. Deutschen Reiches 1 : 500000. Hier sei von neuem 
auf Honseils Vortrag mit schematischer Karte des Rheintals (s. o. Anm. 94 auf 
S. 328) verwiesen. Über Mäanderbildung vergl. auch Geogr. Jahrb. XXXV, 1912, 
98 ff. — 122) Penck, Morph. II, 1894, 67, 125. 

H. Wagner, Lehrbuch «1er Geographie. 22 



Baofa 11. Physikalische Geographie. Kapitel 11. Das Pestland. 

,1t gegen eine einzelne Stelle des künstlichen Uferdamma. Wenn wir 

Kiitr derartige Talleisten in Talflächen Beben, tu«- cur. von kleinen Rinnsalen 

dorchiogen sind, bo ist anzunehmen, dafi sie ans Zeiten Btammen, in denen 

mächtige Gtetscherströme <lie Taler durchsogen (S. 850). Aber seihst geringe 

sei ädern können im Laute der Zeit und bei loekeim Hoden hielte Tal- 

flächen auswaschen. Mau mufi im Einzelfall die möglichen Ursachen unter- 
scheiden leinen. * 

Flußverschiebangen.. I>.i> Bog. Baersohe (leset/, der üferbildung. 

düreiohen Wederungsfrassen bemerkt man ein seitliches Wandern der Fluß- 
betten, jedenfalls einen stark ausgeprägten Gegensatz <ler beiden Ufer; das eine pflegt 
dabei auf lange Strecken steil und booh eu sein, das andere niedrig und flach. Da 
rlieee Breoheinung besonders an meridional verlaufenden Flüssen Rußlands beobaohtel 
wurde und hierbei Btofa Stets das rechte Ufer als hoob erwies — in Itußkind spricht 
man Ina vielen Blossen von einem Berg- und Wiesenufer (Atlas. Taf. .'5:2. Berg* und 

oufer der Wolga), war man geneigt, die Ursache des nach rechts verstärkten 
Drucks der Strömung allein in der Umdrehung der Erde eu suchen 1 - 3 ). Diese be- 
wirkt bekanntlich allgemein eine Ablenkung horizontaler Bewegungen — in diese 
Falle also des fließenden Wassers auf der nördlichen Ealbkugel nach rechts, auf 

der südlichen nach links (§ 81). Die nähere Berechnung hat indes klargelegt 124 ), 

daß die geringen Unterschiede der seitlichen Verschiebung des Stromstrichs, wie 
äe sich aus der nur wenig verschiedenen Umdrehungsgesohwindigkeit der durch - 
strömten Breiten ergibt, nicht imstande sind, solche Wirkung allgemein hervor- 
zurufen. Weil beträchtlicher durfte im Einzelfall der Einfluß vorherrschender Winde 
-ein, dei den Wasseretrom gegen die Uferstrecken treibt. Naturgemäß kann dieser 
nur im Flachlande und bei niederen Ufern, die dem Winde den Zutritt zur Wasser- 
fläche gewähren, bedeutend sein. Der geologische Bau des Flußbettes erklärt ebenso, 

daß ein/eine Uferwände sich leichter angreifen lassen als andere 125 ). 

Fluß-Anschwemmungen. Bei Mangel jeglichen Gefälla wird das 
er gezwungen, auch alle Materialien, die es schwebend herangeführt 
hat, langsam sinken zu lassen. Daher endigen alle im trocknen Flachlande 
versiegenden oder in flache Seen mündenden Flüsse in äußerst flachen 
Schwemmkegeln, aber welche sich die eben noch fortbewegten Gewässer 
strahlenförmig in einzelnen Rinnsalen wechselnden Bestandes ausbreiten. 
Man bezeichnet diese als Deltas. Viele Flüsse bauen solche auch ins Meer 
hinein, doch kommen hierbei Bedingungen in Betracht, die später zu erörtern 
sind (§ 145). Hier mag nur an die Tatsache erinnert werden, daß die Ver- 
mischung von Fluß- und aalzigem Meerwasser ein ungemein rasches Nieder- 
schlagen der Flußsedimente bedingt, ohne daß die Ursache hiervon bereits 
völlig aufgeklärt wäre. Führt ein Fluß Sandmassen herab, so ist die Gefahr 
ihr Barrenbildung, durch welche die Einfahrt versperrt wird, eine große. 
Die Bchlickmassen jedoch, welche in dem Talweg kaum zur Ablagerung ge- 
langen, wohl aber zu beiden Seiten desselben, tragen dadurch selbst zur Er- 
haltung einer Fahrrinne bei 126 ). 

Zahlreiche Flüsse erreichen das Meer noch mit ausreichend starker 
Stromgeschwindigkeit, um die schwebend erhaltenen Stoffe mit in dasselbe 

123 ) Zuerst von K. E. v. Baer auf diese Ursache zurückgeführt 1860 (Über 
ein allg. Gesetz in d i Gestaltung der Flußbetten; (Bull. Acad. des sciences St. Peters- 
bourg II. 18(0>; daher das „Gesetz" nach ihm benannt. — 124 ) K. öppritz, Verh. 
II. I). Geog .-Tiges Halle, 1882, 47 — 53. — 125 ) Vergl. im üb igen die Durchprüfung 
umfa greieh« r Literatur uher diese Fragö durch Br. Neumann, Studien ü her den 
der Strombetten o. d. Baersohe Gesetz. Diss., Königsb. 18!>3. Weitere Literatur 
I». XXXV, 1912, 97 ff. — 128 ) Httbbe, Über die Eigenschaft u. 
(J. Verhaken des Schlicks (Zeitschr. f. Bauwesen X, Berlin 1860, 514). 



<; 142. Sedimentablagerung. 339 

hineinzutragen, was sich an der Färbung der Gewässer feststellen liil.it. Das 
seichte Gelbe Meer im Osten Chinas ist durch den Hoang-ho oder C4elben 
Fluß durchweg mit Lehmteilen erfüllt. Die Fluten des Kongo, der sich in 
die Tiefen des Atlantischen Ozeans ergießt, sollen noch 400 kl " weit an der 
Färbung erkannt sein. (Die neuern Tiefemessungen haben einen noch viel 
weiter reichenden Einfluß des Leichtern Kongowassers in den tiefem Wasser- 
schichten ergeben.) Andererseits lassen die Tiefenkarten erkennen, daß manche 
Ströme im Mündungsgebiet noch Kraft genug besitzen, um sich ein unter- 
seeisches Bett noch meilenweit zu erodieren, wobei ihnen die Gezeitensströ- 
mungen vielfach zu Hilfe kommen '- 7 ). Doch sind manche dieser unterseeischen 
Flußbetten sicher auf Erosionswirkungen zurückzuführen in Zeiten, in denen 
der tum vom Wasser bedeckte Küstenstreifen noch Land war 128 ). 

Abtragung der Landflächen durch die Flüsse. Man hat bis- 
her nur von wenigen Flüssen berechnen können, wie viel festes Material sie 
im Jahre herabführen. Die Unsicherheit in der Kenntnis der mittleren 
Schlamm- und Wasserführung ist übrigens nicht allein .schuld an den beträcht- 
lichen Differenzen in den Ergebnissen solcher Berechnungen, sie sind vielmehr 
auch in der Methode der letztem begründet. Als mittlere Schlamm- 
führung wird meist der Durchschnitt aus den Ergebnissen der Proben ge- 
nommen. Indessen muß richtiger jedes Ergebnis einer Sedimentbestimmuni: 
mit der Anzahl der Kubikmeter Wasser multipliziert werden, welche während 
der Beobachtungsperioden (Zwischen räum von Tagen, Wochen oder Monaten 
usw.) vom Fluß dem Meere zugeführt sind, und erst die Summe dieser Pro- 
dukte ergibt den Massentranspart. 

Die Schlamraführung ward z. B. für den Mississipi zu 549 g (in l cbra ) ge- 
funden, wo lach er im Jahre (1857) 0, 54 9 kg X 17500 cbm >< 31.557600 Sek. = 
303 MUL Tonne (zu 1000 kg) herabgeführt hätte. Eine für 52 Wochen durchgeführte 
Berechnung würde dagegen für den Mississippi ca. 350 Mill. Tonnen Sediment oder 
16% mehr ergeben 129 ), woraus als wahre mittlere Schlammführung im Jahre 630 g 
in 1 cbm folgt. Je nachdem man ferner das mittlere spezifische Gewicht des Sedi- 
ments zu 2 oder 2, 4 annimmt, verwandeln sich die 350 Mill. Tonnen in 175 bezw. 
146 Mill. Kubikmeter Feststoffe als jährliche Abtragung des Mississippi. 

Eine Schätzung 130 ) der Schlammführung von zwölf F üssen Mittel- und Süd- 
europas, Südasiens nebst Nil und Mississippi nimmt unter Voraussetzung eines (wohl 
zu hohen) spezifischen Gewichts von 2, 4 für die schwebenden Sedimente 838 Mill. 
Kubikmeter Feststoffe im Jahre an, wonach das von jenen Flüssen entwässerte 
Gebiet von rund 10 Mill. Quadratkilometer in ca. 12000 Jahren um 1 m durch die 
Erosion abgetragen werden würde. Für die Rhone 131 ) oberhalb des Einflusses 
in den Genfer See ergaben die Messungen i. J. 1904/05 ein herabgeführtes Gesteins- 
material von rund 4039 Mill. Kilogramm oder 1, 5 Mill. Kubikmeter, wenn man 
von einem spezifischen Gewicht von 2, 6g (!) ausgeht. Bei einem Einzugsgebiet 
von 5219 qkm ergibt jene Summe 288 cbm für 1 <ikm. Es wäre das Gebiet also 
in jenem Jahr um eine Schicht von 0, 2 88 mm abgetragen und 3470 Jahre 
( = 1 : 0,ooo 288) wären erforderlich für eine Abtragung von 1 m . Solche Zahlen 
haben, weü von zahlreichen unsichern Voraussetzungen ausgehend, natürlich nur 

127 ) J. W. Spencer, The submarine great Canyon of the Hudson Rjver 
(Pet. Mitt. 1905, LB. 806). — 128 ) Die Karten in Edw. Hüll, Monograph on the 
•suboceanic Physiography of the North Atlantic Ocean (London 1912) lassen diese 
untergetauchten Flußmündungen deutlich erkennen. — 129 ) Eine Neuberechnung der 
Penckschen Zahlen (I, 132) für die monatliche Schlammführung des Mississippi läßt 
einige Berechnungsfehler erkennen. — 130 ) Penck I. 381. — 131 ) S. die Arbeit v. 
E. üetreeht, Anm. 110, S. 60. 

22* 



340 Buoh II. Physikalische Geographie. Kapitel II. I'i- Festland. 

relativen Wert. Wenn nun bierbei die Berechnung für die indischen Ströme, 
bei denen sieh EVegenreiohtam mit gewaltiger Gebirgsverwitterung und starkem 
GebirgBgefall vereinigt, nur auf ;i -4000 Jahre, für solche zwischen 30° — 50° X. 
.mf 16 30000 J. gelangt, wahrend mitteleuropaische Flüsse /.ur Abtragung eines 

•Jimi 500000 .1. und melir gebrauchen sollen, so spiegelt sieh darin von neuem 

dej gewaltige Unterschied geographischer Lage ah. Die gesamte Erosionsar beul 
des Ein» lfliisses wird Mofa durch solche Berechnung nielit gekennzeichnet, weil 

• m großer Teil der transportierten Sedimente auf der Landflaohe bleibt. Will mau 
den Schätzungen ober einige Quellflüsse des Rheins tränen, bo schüttet er jährlich 
5 Mill. Kubikmeter Bohwebender Sinkstoffe in die Alpenseen, d. h. dreimal mein. 
als er ins Meer führt 

$ I 13. Gttotseherwirkungen 1M ) a 1. Aus den Regionen des fließenden 

Wassers treten wir nunmehr in die einer dauernden Aufspeicherung atmosphä- 
rischer Niederschläge in Gestalt von Schnee und Eis. Auf die klimatischen 
Bedingungen ihre- Vorkommens und der geographischen Verbreitung dieser 
an der Umgestaltung gewisser Landiormen einen hervorragenden Anteil 
nehmenden Erscheinungen kommen wir zurück (§ 252). Für jetzt genüge 
es, daran zu erinnern, «laß eine derartige Aufspeicherung festen Wassers nur 
im Bereich eines nivalen Klimas denkbar ist, d. h. in Hohen so niederer Teno 
peratnr, daß auch die Sommerwarme ein völliges Abschmelzen von Schnee - 
und Eislagen nicht zu bewirken vermag. Das Kerngebiet solcher Landflächen 
Liegt oberhalb der Bog. Höhengrenze des ewigen Schnees oder besser 
der einer, sieh /war fortwährend durch Schneefall und Abschmelzung um- 
bildenden, aber in mehr oder weniger mächtigen Lagen dauernd erhaltenden 
Schneedecke. In niedern und mittlen) Breiten auf die höchsten Erhebungen 
der Gebirge beschränkt und daher nur kleinere Flächen bedeckend, senkt sich 
die Schneeregion in polaren Gegenden immer mehr herab, bis sie schließlich, 
wie vor allem auf dem antarktischen Kontinent, den Meeresspiegel erreicht. 
(Näheres in § 252 Die Schneegrenze.) Indessen reichen die Wirkungen der auf- 
Lcherten Rismassen, wo irgend sie sich finden, auch noch in die benach- 
barten tiefern Landschaften hinein, nicht nur mittels der nie fehlenden Schmelz- 
gewässer, sondern auch in der Gestalt fester Eisströme, die sich halb gleitend, 
halb wälzend auf geneigtem Boden abwärts schieben und ihr Ende oft weit 
unter der Schneegrenze durch den Schmelzvorgang finden. Bevor wir auf 

• liese Gletscher im engern Sinn eingehen, gilt es ihr höhergelegenes Nähi - 
gebiet, das Firnfeld, ins Auge zu fassen. 

Die Firn f eider setzen zu ihrer Bildung, abgesehen von einer Höhe, 
in der sich das meteorische Wasser fast ausschließlich in der Form von Schnee 
niederschlägt, Bodenflächen von mäßiger Steilheit voraus, so daß Schnee-' 
anhäufungen sich halten können. Die Verdunstung ist in diesen kalten Höhen 
gering. Bin Auftauen und Abschmelzen findet aber nicht nur infolge von 
Sonnenbestrahlung oder warmen Luftströmungen an der Oberfläche statt, 
sondern bei dem starken innern Druck, der den Schmelzpunkt sinken läßt, 

13 -) Penck I, 383; dort werden für den Unterlauf 1, 7 Mill. Kubikmeter 
jährlicher Scfalainmführung und 5, 6 Mill. Kubikmeter jährlichen Transports gelöster 
Stoffe angenommen. — l33 ) A. Heim, Handb. d. Gletscherkunde (Stuttg. 1885); 
H. Heß, Die Gletscher (Braunschw. 1904); W. H. Hobbs, Characteristics of 
ting glaciers Newvor* ÜJll); J. Solch (Anm. 73, Gletecherwirkungen 194 — 208); 
Ber. im Geogr. Jahrb. bes. v. A. Rühl (XXXV, 1912; 135—142); Zeitschr. f. 
i herkunde her. v. Ed. Brückner (Berlin seit 1906). 



§ 143. Gletscherwirkuhgen. 341 

auch in tiefern Lagen des Innern. Aber ihm folgt nachts oder bei kalten Win- 
den unmittelbar ein Gefrieren, bis sich die ganze Schneemasse in körnigen 
Firn verwandelt hat. Dieser senkt sich allmählich, erhält neuen Zuwachs 
durch Sehneefälle, während er nach unten erst in mehr lufterfülltes blasiges, 
schließlich in festes Eis übergeht. Das Firneis ist mehr oder weniger plastisch 
und nur teilweise am Boden festgefroren, da hier die Bodenwärme beim Ab- 
schmelzen mitwirkt. Bei weiterm Wachstum vermag es einen Teil seiner 
Masse an den tiefsten Stellen der Umrandung des Sammelbeckens hinaus- 
zudrängen. An dieser untern Grenze der Firnfelder beginnt die Region der 
eigentlichen Gletscher oder des Zehrgebiets vergletscherter Höhen. 

2. Die Formen, welche das Gletschereis annimmt, sind im wesent- 
lichen von der Bodengestalt der Firnbecken und ihrer Umgebung abhängig. 
Man kann sie zu gewissen Typen zusammenfassen. In den scharfgratigen 
Höhen der in die Schneeregion hinaufragenden Gebirge, wie in den Alpen 
(daher Alpiner Typus), gliedert sich das Firngebiet in Einzelfelder oder 
Sammelbecken mit etwas nach oben gehöhltem Querschnitt. Ein jedes er- 
zeugt einen einzelnen zungenförmigen Talgletscher, der mit gewölbter 
Oberfläche und allmählich abnehmender Mächtigkeit talwärts zieht bis in 
Tiefen, wo ihn die Luftwärme zum völligen Abschmelzen bringt. Unbedeutend 
ist die Verdickung, die die Gletscher durch weitere Schneefälle empfangen, 
gelegentlich rutschen Schneelawinen auf sie herab. Sie erhalten sich wesent- 
lich durch den Nachschub aus dem Firngebiet. 

Das Verhältnis der Masse von Nähr- und Zehrgebiet oder von Fim- 
Feld und Gletscherzunge läßt sich nur 'annähernd ]aus der Größe [ihrer] Oberflächen 
abschätzen. Das Firnfeld ist immer größer, als die Oberfläche des zugehörigen Tal- 
gletschers. Für die Ostalpen hat man es im Mittel wie 3 : 1 gefunden, in den Schweizer 
Alpen 134 ) wechselt das Verhältnis stärker. (Beim Unteraargletscher wie 1,5:1, 
beim Ob. Grindelwaldgletscher wie 4, 8 : 1.) — Je nach Zufuhr, Bodengestalt und 
Klima ist der Höhenabstand zwischen Gletscherwurzel und (unterm Ende sehr 
verschieden, auch im gleichen Gebirge. In den Alpen, aber auch in den durch feuchte 
Winde reich genährten Gletschergebieten [des südlichen Chile und der Westseite 
Neuseelands reichen manche bis weit in die Waldregion, ja in die Umgebung mensch- 
licher Siedlungen hinab. In den Alpen endigen die Gletscher etwa b in 1800 — 2000 '" 
Höhe oder 600 — 800 m imter der Schneegrenze. Eine völlige Ausnahme bildet der 
Ob. Grindelwaldgletscher im Berner Oberland, der heute in 1100 m (vor 100 Jahren 
in 1000 m ) endet. — Die Länge der Talgletscher ist abgesehen von der Zufuhr 
von der mittleren Neigung der Talsohle, auf der er sich bewegt, abhängig. In den 
Alpen gilt der Große Aletschgletscher mit 26, 8 km135 ) als der längste, weit über 
troffen durch manche Himalajagletscher (Hissargletscher im Karakorumgebirge 
= 60 kra lang) 136 ). Einer der Tienschan- Gletscher im O. des Khan-Tengri 
soll sogar 70 — 75 km lang sein, da ihn in der untern Hälfte eine mächtige Schutt- 
decke vor dem Abschmelzen schützt 137 ). 

Bei stärker abgeflachten Hochgebirgen, wie solche im südlichen Nor- 
wegen in die Schneeregion hineinragen (daher Norwegischer Typus) 
breiten sich manche Firnfelder zusammenwachsend über weite Hochflächen 
aus und gestatten an zahlreichen Stellen das Austreten des Eises, sei es in 
Zungen, sei es in breitern Bänken. Diese pflegen, weil nur durch einen Teil 

134 ) Heß, Gletscher 1904, 73. — 135 ) Ebenda 73 ff. Heim nahm 1885 nur 
16% km an. — 136 ) W. M. Conway, Map of the Karakorum Himalayas 1 : 126720. 
London 1894. (Vergl. Pet. Mitt. 1894, 241 ff.) — 137 ) G. Merzbacher. Forschungs- 
reise in Zentralasien. (Erg. H. Nr. 149 zu Pet. Mitt. Gotha 1906, 74). 



MS Bach II. Physikalische Geographie. Kapitel 11. Das Festland. 

des Firngebietea genährt, weil kleiner und kürzer zu sein, als die Talgletscher 
und mehr an den steil abgewitterten Seiten des firnbedeckten Massivs 711 
hängen. Solche rlängegletschei zeigen Bich oft auch an kleinem Firn- 
feldern steilerei Felswände, wo sie sich nur durch ein Festfrieren am Hoden 
erhalten können. Um so größer die Verheerungen, wenn ein Hängegletscher 
sich loslöst und als Qletacherlawine 138 ) mit seiner gesamten Masse in die 

HU -eilt 

Seltene] mit bei besondere reich genährtem Firagebiei der Fall ein, 
daß die Gletscherzungen, bia in das Flachland am Kuß der Gebirge wandernd. 
hier m einem einzigen Eliafeld zusammen wachsen. Man bal solche Vorland- 
gletscher nach ihrem heutigen Vorkommen als A.laska-Typus bezeichnet. 

Wo dagegci die Abtragung des Firneises nur gering ist und immer 
größers Schneemassen sieh über weite Gefilde anhauten, wachsen sie, alle 
Unebenheiten des Geländes verhüllend zu einer geschlossenen Bisdecke /,u- 
äammen. I>a- ist das Bog. Inlandeis, aus dem nur vereinzelte Felsspitzen 
des Untergrundes -die Nunatakrder Grönlander hervorragen. Inder 
twart sehen wir Inlandeis nur in hohen polaren ('»reiten, wenn es auch 
hier und da auf tropischen Berggipfeln, namentlich Vulkanen, in der ver- 
kleinerten Form von Eiskappen wiederkehrt. 

Keines [nlandseia findet sieh auf Spitzbergen, es bedeokt bis zu :>(_km» m See- 
hohe sieh auftürmend Grönland, hat aber auf dem antarktischen Kontinent 
ilie gewaltigste Ausdehnung. Hier erreicht es eine Mächtigkeit wie in Grönland von 
möglicherweise mehr als Iimmi m, keilt sieh aber liegen die Küsten zu aus. In Grön- 
land schiebt die Biskappe östlich und westlich noch breite Zungengletscher über 
die Randgebirge bis ins Meer. Auch in Alaska und an der Magalhäes Straße (Ö4 U S.) 
erreichen sie da- Meer. In der Antarktis tritt das Inlandeis mehr in breiten Bänken 
an die Küste, ja schiebt sieh als Sehelfeis noch auf das .Meer hinaus. Der Unter- 
lage beraubt brechen dann Ströme wie Bänke ab (sie „kalben") und senden schwim 
mende Bisberge ins Meer. Ihrem verschiedenen Ursprung gemäß haben diese 
im Norden unregelmäßige Formen und ragen mit Zacken und Spitzen aus dem 
Wasser, im Süden erscheinen sie mit tafelförmiger Oberfläche und senkrechten. 
anersteigbaren Wanden. 

§ 14:{a. Gletscherbewegung. Auch bei stationären Gletschern, 

bei denen Zufuhr und A bschniel/uin.u; im Gleichgewicht stehen und Gestalt 
und Lage sich auf längere Zeit kaum ändern, ist die Eismasse in einer stän- 
digen Umbildung und Bewegung. Tatsächlich handelt es sich hei allen Glet- 
schern um eine äußerlich wahrnehmbare Vorwärtsbewegung, die bei dem 
lebendigen Interesse, welches man heute der Gletscherkunde entgegenbringt, 
in manchen Gebirgen unter regelmäßiger Beobachtung steht. Nächst ih'\- 
Schwerkraft sind die Ursachen der Bewegung in ständigen Umgestaltungen 
der innern Struktur des Mise- bu suchen. 

Ober die Ursachen der Gletseherbewegung 1 * 9 ) hat. man verschiedene 
Theoriei] aufgestellt, die hier nur angedeutet werden können. Plastizität des Eises 
i-t du- Voraussetzung aller derselben. Die Relegationstheorie führt sie auf die 
anausgesetzte Verflüssigung und das Wiedergefrieren da- kleinsten Eiskörner zurück- 
Dabei sei daran erinnert, daß die Temperaturunterschiede der über den Gletschern 
befmdnehen Luft rieh nur bis in sehr geringe Tiefe geltend machen. Im Innern des 

138 ) A. Heim. Die Gletecherlawine an der Abels 1895. (98. Beibl. d. naturf- 
Zürich 1906, :r.i.)— «•) Näheres bei A. Supan (Grundzüge. 6. Aufl. 1910. 
i Solch, Qletscherstruktur n. Bewegung (Anm. 73, 197 ff). 






§ 143a. Gletscherbewegung. :J4:; 

Eises ist die Temperatur wenig von o° C verschieden und, wie sohon angedeutet, 
sinkt der Schmelzpunkt mit der Zunahme des Drucks. Eis kann also in der Tiefe 
auch noch bei einer Temperatur von etwas weniger als 0° C. schmelzen. — Andere 
nehmen eine ständige Verschiebung der biegsamen dünnen Eisblättc 1 en an (Trans - 
lationstheorie), aus denen die (.'letscherkörner bestehen. — Ebenso bat man 
die feinen Schichten im Eise, wie sie ursprünglich aus den einzelnen Schneefällen 
hervorgegangen sind, die dann durch feine Staubteilchen überdeckt wurden, in Längs 
und Querschnitten des Gletschers verfolgt und daraus auf die Art der Bewegung 
geschlossen. — Wer an einer bloßen, allerdings unausgesetzten Lagenveränderung 
der Eismoleküle festhält, führt dagegen die Bewegung des strömenden Eises auf die 
gleichen Ursachen zurück, die der des fließenden Wassers zugrunde liegen. 

Was die Geschwindigkeit der Fortbewegung der Gletscher 
betrifft, so steht fest, daß sie vom Rande nach der Mitte zu wächst und an 
der Oberfläche größer ist als im Innern und am Boden. Auch übertrifft die 
Geschwindigkeit an der obern Wurzel des Gletschers die am untern Ende be- 
trächtlich und sie wächst mit der Dicke des Eises. Im übrigen erfolgt sie nicht 
gleichmäßig, sondern "mehr ruckweise und hängt eng mit der größern oder 
geringern Zufuhr aus dem Nährgebiet zusammen. Sie ist also im Sommer 
allgemein wesentlich größer als im Winter und schwankt, weil von klimatischen 
Faktoren abhängig, auch in einzelnen Jahren. 

In den Alpen 140 ) und Norwegen hat man sie durchschnittlich nur zu 0, x — 0, a m 
in 24 h , also 36 — 100 m im Jahr, gefunden, im Sommer jedoch oft zu 1 m . Im Hima- 
lajagebirge rücken die Gletscher dagegen in der heißen Zeit um 2 — 4 m in 24 h vor. 
Viel rascher bewegen sich die grönländischen Eisströme, die man 10, 20, ja mehr 
als 30 m in 24 h vorrücken sah. Für das antarktische Inlandeis haben die neuesten 
Beobachtungen kaum mehr als in den Alpen ergeben, was auf die geringere mittlere. 
Temperatur der dortigen Gebiete zurückgeführt wird 141 ). 

Die Abschmelzung. Zungengletscher sind im allgemeinen in der 
Mitte gewölbt, da an den Seiten die Abschmelzung von unten größer ist; sie 
verflachen aber talwärts mehr und mehr. Die Oberfläche ist vielfach durch 
Längs- und Querspalten durchsetzt, die aber meist durch eine über- 
lagernde Schneemasse verdeckt sind. Um so gefahrbringender sind sie beim 
Überschreiten des Gletschers. Wo derselbe über Talstufen oder steilere Ge- 
fällsknickungen der Talsohle zu wandern hat, kommt es oft zu einem völligen 
Zerreißen des Eises. Unregelmäßig bricht es in Schollen ab, die in der Folge 
zu einem schwer übersteigbaren Haufwerk von Eismassen zusammenge- 
schoben werden. 

Trifft man auch in mittlem Breiten infolge ungleichen Abschmelzens auf 
mannigfaltige Veränderungen der Gletscheroberflächen, so scheint eine so starke 
Zerfressenheit der Firndecke, wie sie im sog. Zackenfirn sich kundgibt, auf die 
Schneefelder der Tropen und Subtropen beschränkt zu sein. Sie ist dort oft in 
reihen weis stehende, l|i — 2% hohe Fimpyraniiden verwandelt, die menschlichen, 
in weiße Schleier gehüllten stehenden oder knieenden Figuren gleichen (daher 
Nieve penitente oder Büßerschnee). Winde oder Schmelzwasser können sie 
kaum erzeugen, da sie sich mehr an windgeschützten Stellen und nicht in der Richtung 
des Schmelzwassersabflusses finden. In Argentinien stehen sie in ostwestlichen Reihen. 
Daher glaubt man, daß Morgen- und Abendsonne flache Stellen des Schnees in die 
langem Furchen zwischen den Reihen umgestalten 142 ). 

110 ) Heß, die Gletscher, 1904, 119. — 141 ) E. v. Drygalski, Das Eis der 
Antarktis. (Die deutsche Südpolarexpedition 1901—3, Bd. I, 1920; 693 ff.) — 
142 ) H. Keidel, Über d. Büßerschnee i. d. argent, Anden (Z. f. Gletscherk. IV, 1909). 
F. Klute, Beob. ü. Zackenfirn am Kilimandscharo (Z. f. Gletscherk. VTIT. 
1913/14, 289 ff. 



:>n Book II. Phyaikalisohe Geographie. Kapitel II. I>a> Festland. 

Des Schmelzwasser dei Gletscheroberfläche sammelt sich auf ihr in 
Bächen und flachen Bisseen, stürzt dann aber gelegentlich in Spalten und 
Klüfte und treibt dorl Bchlotförmige und nischenreiche Gletschermühlen 
durch das Bis. In diesen kreisen Gesteinsbrocken rast, los in Wirbeln und bohren 
rieh aK gerundete Schleifsteine auch wohl in die feste Gesteinsunterlage, 
um dort die Bog. Gletsohertöpfe oft mehrere Bieter tief auszuschleifen 
(S. .". , 8 hließlich vereinigen Bich alle diese Schmelzgewässer mit den am 
Grunde von allen Seiten herbeifließenden Rinnsalen zu einem im Sommer 
stets beträchtlich wasserreichem Strom, der aus einem mächtigen Gletscher- 
t«M hervorzubrechen pflegt. 

§ ll:?li. Moränen ,4S ). Indem die Eisströme sieh allen Formen ihres 
Felsbeckens anschmiegen, glätten sie das Letztere am Boden und Talwänden 
und befreien es ausräumend von dem leichter beweglichen erdigen Material. 
sprengte Gesteine kneten sie in das Bis und /.ermalmen sie durch den 
unausgesetzten Vorgang des Schmelzens und Wiedergefrierens in immer 
kleinere, der Kanten und Ecken beraubten Kiese oder zerreiben sie schließ- 
lich zu Sauden. Diese Sehnt t massen sind es, die als Grundmo rä n en den 
Hoden der Gletscher bedecken und durch die. getrübten Gletscherbache im 

Vorland abgelagert werden. An Masse übertrifft die Grundmoräne das Ge- 
steinsmaterial, das infolge der starken Verwitterung in diesen kalten und 
feuchten Regionen von den unvergletscherten obern Talwänden auf den Rücken 
der Glei scher herabfällt und von diesem abwärts verfrachtet wird. Das Material 
solcher Oberflächenmoränen, aus eckigen und kantigen Gesteinsbrocken 
von oft gewaltiger Grüße bestehend, unterscheidet sich deutlich von dem 
mehr abgerundeten der Grundmoränen. Beim einfachen Talgletscher häuft 
sich das erstere längs der Talränder zu mächtigen Seitenmoränen an. 
Versprengte Blöcke geben zur Bildung von Gletschertischen Anlaß, in dem 
das fiis rings um sie herum, nur nicht unter ihnen schmilzt. Vereinigen sich 
zwei Talgletscher etwa am Gabelpunkt zweier Täler, so wachsen die aufeinander- 
treffenden Seitenmoränen zu einer Mittelmoräne zusammen. In gleicher- 
weise können sich abwärts weitere Mittelmoränen bilden. Ein Teil des Ma- 
terials gerät in die Risse und Spalten, um hier als Innenmoräne tiefer und 
tiefer zu gelangen, bis es die Grundmoräne vermehren hilft. Die Haupt- 
masse der Oberflächenmoränen sinkt zu Boden, wo der Gletscher infolge des 
Lbscnmelzens sein ftnde erreicht. Dort türmen sie sich zu bogenförmigen 
wallartigen Bnd- oder Stirnmoränen auf. 

£ lA'.ic. Qletscherschwankungen und Eiszeit. Schon seit den erstell 
Zeiten, in denen man überhaupt in die eisbedeckten Höhen unserer Gebirgei 
hend eindrang, hat man erkannt, daß die Ausdehnung der einzelnen 
Gletscherzungen keine feststehende sei, Auf Zeiten scheinbaren Stillstandes 
folgen untei unsern Augen solche allmählichen Schwindens ihrer Mächtigkeit 
und des Rückgangs der Enden, bis sieh nach erneutem Stillstand wieder 
eine Periode des Anschwellens und Wachstums einstellt. Es ist leicht ver- 
ständlich, daß solche zeitlichen Gletscher-Schwankungen nur durch 
Hinderte oder vermehrte Schneezufuhr im obern Nährgebiet be- 

1 ,3 ) A. v. Böhm. Gesch. d. Moräneukunde, Wien 1901. Die internat. 
Gletecherkommiasion hat 1K9!» ein festeres System für die verschiedenen Arten der 
Moränen in Vorschlag gebracht (Pet. Mitt. 1900, 80), dem hier nur teilweise 
gefolgl i-t. 



i 143c. Gletscherschwankungen und Eiszeit. 345 

dingt sind. Die Ursachen können daher nur klimatischer Natur sein und 
werden uns im Zusammenhang mit ähnlichen periodischen -Schwankungen 
später beschäftigen (§ 256, Klimaschwankungen). Bei den Gletscherschwan- 
kungen handelt es sich um kürzere, der unmittelbaren Beobachtung zugäng- 
liche Zeiträume von 30—40 Jahren. 

Wahrend die Alpengletscher 1820 und 1855 ihr Maximum erreichten, begann 
«•int- kürzere Periode erneuten Vorstoßes zwischen 1875 und 1890, die von Westen 
allmählich zu den Ostalpen fortschritt, zu Anfang des 20. Jahrhunderts aber bereits 
ihr Ende erreichte. Wie es scheint, folgt überhaupt einer kürzern Zeitspanne des 
Wachstums eine weit längere des Rückgangs. Warum übrigens bisweilen Gletscher 
der gleichen klimatischen Provinz, ja auch nah benachbarte, sich in verschiedenen 
Stadien des Vor- und Rückgangs befinden, ist noch nicht aufgeklärt. 

Beim Rückzug der Gletscher wird zwischen Endmoräne und Zungen- 
ende ein flach ausgehöhltes Feld, das sog. Zungenbecken, bloßgelegt, das 
mit Gletscherspuren verschiedener Art bedeckt ist. Als Ergebnis der ab- 
nagenden Tätigkeit des Eises treten uns fest am Boden haftende glattge- 
schliffene, der Ecken und Kanten beraubte Felsflächen — die Rundhöcker 
— entgegen. Ihre Oberfläche ist mit feinen gekritzten Linien und Schrammen, 
den Gletscherschliffen, bedeckt. Andererseits setzt sich der bloßgelegte 
Moränenschutt aus mehr oder weniger fremdem Gesteinsmaterial zusammen, 
das nicht aus der Verwitterung des vom Gletscher unmittelbar überlagerten 
Bodens hervorgegangen sein kann. Dies ist das vom Gletscher aus größern 
Höhen in die Tiefe verfrachtete Erratikum der Glazialgeologen, unter dem 
die erratischen Blöcke oft durch ihre gewaltige Größe auffallen. 

Eiszeiten 141 . Erst allmählich lenkten Gletscherspuren, wie die an- 
gedeuteten, die Aufmerksamkeit auch in weitere Umgebung der heutigen 
Gletscher. Man fand an den Talwänden oberhalb der Eiszungen abge- 
schliffne Felspartien oder auch Reste von Ablagerungen lockern erratischen 
Materials. Mehr noch zeigten sich Rundhöcker und glaziale Schuttanhäufungen 
weit unterhalb, ja außerhalb der Talmündungen im offenen Vorland. So 
drängte sich die Überzeugung auf, daß es Zeiten weit größerer Ausbreitung 
der Gletscher in den einzelnen Gebirgen gegeben, ja daß auch manche Gipfel 
von Mittelgebirgen einst eine Gletscherhaube getragen haben müssen, die heute 
nicht entfernt mehr in die Schneeregion hineinragen. Man kam zur Annahme 
einer Eiszeit, die man an den Beginn der geologischen Gegenwart (Diluvial- 
zeit) verlegte. 

Es verschlägt sachlich nicht viel, ob man dabei nur von einer, jedoch 
durch große Perioden starken Rückgangs der Vergletscherung unterbrochenen 
Eiszeit spricht, oder wie die Mehrzahl heutiger Geomorphologen annimmt, 
mehrere aufeinanderfolgende Eiszeiten durch langandanernde Zwischen- 
zeiten (interglaziale Zeiten) unterbrochen sein läßt. Während der letztern 
hat jedenfalls ein wärmeres und trockneres Klima geherrscht in den gleichen 
Gebieten, so daß die durch die Eiszeiten verdrängte Fauna und Flora sich 
der verlassenen Gebiete wieder bemächtigen konnte. 

Die Eiszeiten markierten sich vor allem durch eine große Ausbreitung 
des Firngebietes in den einzelnen Gebirgen und damit zusammenhängend 

14 *) A. Heim. z. Gesch. d. Gletscherkunde (Handb. d. Gletscherk. 1885, 
532 ff.); J. Geikie, The great Ice Age (London 1874, 3. Aufl. 1894); E. Geinitz, 
Die Eiszeit (Braunschweig, 1906); A. Penck u. E. Brückner, Die Alpen im Eis- 
zeitalter (3 Bde., Leipzig 1901 — 09); A. Heim. Geologie der Schweiz I (Leipzig 1917, 
197—314. Das Diluvium). 



Buch II. Physikalische Geographie. - Kapitel M. Das Festland. 

durch eine beträchtliche Berabsenkung dei Schneegrenze (>j 256). 
Km die niedern und mittlem Breiten bot dal»! die Übersichtskarte ver- 
scherter Bochgebirge kein wesentlich anderes Bild 14 *) als die heutige, nur 
daß jede einzelne Eiskappe größer war und die Gletscher tiefer in die Täler 
herabstiegen, in Einzelfällen überreicher Zufuhr bis in das Vorland hinab. 
Hort schufen äie die kennzeichnenden Moränenlandschaften. Bestimmt 
gilt letzteres vom Alpengebirge. Auch vergletscherten manche Gipfel von 
Mittelgebirgen, wie sich aus den noch nicht wieder vernichteten Spuren ei 
gibt. In der arktischen Region wuchsen dagegen die Firnfelder Norwegens und 
dei amerikanischen Nordens zu mächtigen Feldern von Inlandeis zusammen. 
D des Atlantischen Ozeans hüllte 'es die gesamten Niederungen am 

d Nordsee bis nach Rlittelrußland and bis an die deutschen Mittel- 
gebirge in Moränenschutt, in Nordamerika breitete es sich südwärts noch 
über die kanadischen Seen ans. 

anfangs glaubte man die erratischen Blöcke und alles glaziale Sohuttmateria] 
seien durch schwimmende Eisberge von Skandinavien her über das noch vom Meere 
bedeckte norddeutsche Flachland verfrachtet (Drifttheorie). Später 146 ) erkannte 
mau. dal'» die lockere Bodenbedeokung ganz Norddeutsohlands wie Mittelrußlands 
nichts anderes als Grundmoränensohutt des Inlandseises sei. Die allmählich auf- 
gefundenen Reste viele Hunderte von Kilometern Langer Endmoränen, übersät mit 
erratischen Blöcken, die das < lebiel des Flachlands durchziehen, setzen breite Gletscher- 
Eungen zu ihrer Erzeugung voraus. 

§ I4:{il. Formen glazialer Abtragung. Gletschererosion 1 *?). K.s be- 
darf kaum der Erläuterung, daß die Gletscher, die sich allen Unebenheiten 

ihres Bettes anschmiegen, imstande sind, das lockere Material daraus aus- 
zuräumen und in die Tiefe zu fördern. Ebenso steht fest, daß sie Felsflächen , 
über welche sie hin wegBchreiten, auch bei sehr hartem Gestein mehr oder 
weniger abzuschleifen vermögen. Grletscherschliffe an solchen beweisen immer, 
daß einst Gletschereis mit am Grunde verkittetem Gesteinsmaterial über sie 
hinweggegangen ist. Der Verlauf dieser Schrammen zeigt die Richtung ane 
aus welcher die die Rundhücker erzeugenden Gletscher kamen. Eine solch, 
Glattschleifung felsiger Massen ist ohne Materialverlust undenkbar. Diese 
An von Gletscherschurf oder glazialer Erosion bestreitet daher Nie- 
mand. Sie wird von »roßer Wirkung, wo es den Eismassen der Hochgebirge, 
die einerseits das unterlagernde Gestein vor allzu rascher Verwitterung 
schützten, gelang, es noch weiter abzuschleifen und abzurunden. Für die 
Alpen nimmt man an, daß sie schon ya\ Beginn der Eiszeit, stark abgeflachte 
Bergformen besaßen, aber bereit- durch die heutigen Haupt- und Neben- 
täler gegliedert waren l48 ). Indem dann die Gletscher anschwollen, füllten sie 
die Haupttäler hoch hinauf mit Kis. überschritten dabei mehrfach die Lücken 
der Talwände und sandten Abzweigungen in die jenseits <]<•) Wasserscheide 

U6 ) H. Berghaus, Physik. Atlas I. Geologie Nr. 5. (1885) Planiglobus in 
flächentreuei Azimutalpro j., Kugelmaßstab I : !)<) Mill. — ll6 ) Die Drifttheorie ward 
besonders durch den Schweden O. Toreil (1875) zu Fall gebracht infolge der Auf ■ 
findui Gletscherschliffen in den Bndersdorfer Kalkbergen bei BerUn. — 

I4T ) W. M. Davis, The Bculpture of Mountains by Glaciers (Scott. Geogr. Mag. 
1908, "H — 84); A. Pencfe u. K. Brückner (Anm. H4) an zahlreichen Stellen; 
_i. Jahrb. XXXV, l ( .)12, 131 ff.; W. Salomon, Können Gletscher im an- 
rtehenden Fels Kare, Seebeoken, Täler erodieren? (X. Jahrb. f. Min. 1900, 11. u. 
IM. Mitt. L903. LB. Nr. 27). — ll8 ) H. Lautensach, Über d. heut. Stand 
unserer Kenntnisse v. präglazialen Aussehen d. Alpen (Z. f. Erdk. Berlin 1913, 
610— 23 



§ I43d. Können glazialer Abtragung. Gletschererosion. 34' 

uelegenen Täler. Die breiten sattelförmigen Alpenpässe, über die heute die 
wichtigsten Verkehrsstraßen führen, verdanken ihre Ausgestaltung, ihre oft 
seenbedeckte ebene Oberfläche vorzugsweise der einstigen Überschreitung 
durch eiszeitliche Gletscher. Indessen überdeckten letztere keinesfalls alle 
höhern Gebirgskämme. Man entdeckt an den Talwänden eigenartige Gefälls- 
knickungen, die freilich nicht immer leicht zu erkennen sind, aber sicher 
die Grenze anzeigen, bis zu welcher die Gletscher zur Zeit ihrer höchsten 
Anschwellung reichten. Unterhalb dieser sog. Schliffgrenze zeigen sich 
die Spuren der Abschleifung, dagegen erblickt man nach oben die stärker 
verwitterten, vielgestaltigen und unter andern Bedingungen der Umbildung 
stehenden Krönungen der Kämme. 

Hier oben tragen die sog. Kare 149 ) wesentlich zur Bildung der scharfen 
Zacken und Grate bei. Man versteht darunter nischenartige. Eintiefungen 
an der obern Grenze des Firneises. Sie setzen zu ihrer Bildung eine, felsige- 
Hinterwand voraus, in welche die Verwitterung halbkreisförmige Nischen 
eingefressen hat, während der abgewitterte Schutt den Boden des Kars ebnete, 
auf dem sich zugleich kleine Schmelzwasserseen, als eine besondere Form 
der Hochseen (§ 175) zu bilden pflegen. Treten die Kare an den Gegen- 
seiten eines Bergrückens nah benachbart und gesellig auf, so verwandeln 
sie denselben mit der Zeit in schmale, scharfe, spitzenreiche Grate, wie solche 
ein Hauptkennzeichen glazial umgebildeter Hochgebirgspartien sind. 

Im übrigen treten karähnliche Gebilde auch außerhalb früherer oder heutiger 
Gletscherbezirke auf und dürften dort auf Wasserwirkung innerhalb gewisser Ge- 
steinscharaktere beruhen. Für die folgende Betrachtung muß hervorgehoben werden, 
daß Talformen, wie sie in typischer Form in ehemals vergletscherten Gebieten vor- 
kommen, auch in andern Gebirgen, die niemals eine Eiszeit erlebt haben, beobachtet 
sind, so daß ihre Bildung auf verschiedene Ursachen zurückgeführt werden muß. 
Von den Betten der Eisströme wird, wie angedeutet, allgemein angenommen, daß 
sie zu Beginn der Eiszeit schon als fluviatil ausgefurchte Täler vorhanden waren. 
Sicher sind diese sämtlich durch das in ihnen hinabziehende Eis mannigfaltig um- 
gestaltet. Aber weil nachweislich em mehrfacher Wechsel mächtigen Anschwellen^ 
und starken Schwindens des Gletschers in der nämlichen Hohlform stattgefunden 
hat, und Perioden vermehrter Arbeit der Gletscherbäche von solchen überwiegender 
Eiserosion abgelöst wurden, so ist es schwierig, die ehemaligen Talböden für die ein- 
zelnen Entwicklungsphasen festzulegen und das Verhältnis fluviatiler zu glazialer 
rmbildung zu bestimmen. Das hat die Gletscherforscher in verschiedene Lager 
gefühlt und Einzelfragen der Gletschererosion in den Vordergrund gerückt. 

Eine besonders auffallende Erscheinung ist die Übertief ung vieler 
Alpen täler 150 ) in ehemals vergletschertem Gebiet. Man spricht von einer 
solchen dort, wo ein sog. Trogtal 151 ) mit U-förmigem Querschnitt, breiter 
Sohle und steil abfallenden Seitenwänden, an deren Fuß Schutthalden die 
Querschnittsform des anstehenden Gesteins zu verdecken pflegen, in einen 

149 ) E. Richter, Geomorph. Untersuchungen i. d. Hochalpen (Erg. H. Nr. 132 
zu Pet, Mitt. 1900, 23 ff.); J. Solch (Anm. 73, 206). H. Diestel, Die Formen 
alp. Hochtäler (Landeskundl. Forsch, d. Geogr. Ges. München XIII, 1912, 102). 
Auch die Frage der Karbildung ist noch nicht abgeschlossen. — 150 ) A. Penck, 
Die Übertief ung der Alpentäler (Verh. d. VII. Internat. Geogr. -Kongr. Berlin 1899. 
I, 232 — 40); Beispiele bei Penck u. Brückner; H. Lautensach, Theorie d. Über- 
tiefung u. Trogbildung (Übertiefung d. Tessingebietes, Geogr. Abh. N. F. Nr. 1. 
Leipzig 1912, 117—52). — 151 ) E. Richter (Anm. 149, 49 ff.), Der Taltrog; allg. 
orientierend s. Supan (Grundzüge 6. Aufl., 564 ff.); J. Solch (a. a. O. 205 ff.). 
Lautensach (Anm. 150). 



Buch 11. Physikalische Geographie. Kapitel II. I>.i- Festland. 

riel breitem aber flachen Talboden wie eingesenkt erscheint, 
seitlichen Resten des letztem, den in der Regel bis rar oben) Sehliff- 
kehle abgeschliffenen Trogschultern oder dein Sohliffbord, stürzen 
die l W ilallen über »l'-n nur wenig eingekerbten Trogrand 

in den äbertieften Taltrog. Offenbai bat die Ausarbeitung dieser auf der 
^schultet gelegenen Gehänge tä ler nioht Schritt gehalten mit der starkem 
Aushöhlung des Trogtales, in dem die Hauptmasse des Eisstroms talwärts zog. 

dieser in den innen leiten der Zentralalpen beobachteten Noraialform 
dei Trogtaler, die auch häufig ein gestuftes Langsproül haben, weichen die Glazial- 
;.iler .uiderer Gebirge, 7.. B. des Kaukasus 3 i darin ab, daß dort Kanten, Schultern 
und Kehlen fehlen, somit der Trog das ganze Tal zwischen den Seitenkämmen ein- 
nimmt. 

KTu die Erklärung "*), das Trogtal sei ein ausschließliches Gebilde der 
Tieienerosion des Eises, macht allerdings der scharfe Gefällsknick am Trog- 
rand Schwierigkeit. Deshalb wird vielfach die Einkerbung eines V-förmigen 
Furchentales durch fließendes Gletscherwasser in den ehemaligen flachern 
Talboden als Vorbedingung für die allmähliche Verwandlung der Furche 

■i Ü-förmigen Taltic- angesehen, über den Mechanismus dieser Umwand* 
lung gehen die Ansichten auch auseinander. Am wahrscheinlichsten besteht 
ei in dei allgemein durch die Eisbewegung bewirkten Ausweitung vorhandener 
Hohlforn 

Eine weitere Schwierigkeit liegt dann, daß Taltröge oft im nämlichen 
Talzug qui streckenweise auftreten und mit weit engem Talabschnitten, ja 
wahren Talengen abwechseln, während doch der gleiche erodierende Gletscher 
durch beide hindurchgezogen sein muß. Auch lassen sich die Trogschultern 
nicht immer bis zum Hintergrund des Haupttales, wo sie sich zum Trug- 
schluß vereinigen müßten, verfolgen. Daher dringt man neuerdings darauf 15 *), 
hei diesen Untersuchungen gleichzeitig das gesamte Gletscherbecken, 
d. h. Fimbecken und Eisstrom in ihren gegenseitigen Verhältnissen ins Auge 
zu fassen Zu beachten ist ferner, daß man sehr ähnliche Obertiefung von 
Talern in niemals von der Eiszeit erreichten Gebirgen gefunden hat, wie z. B. 
m Sumatra 166 ), wo also nur vermehrte Niederschläge einer Pluvialperiode 

Wirkung hervorgebrach.1 haben kann. 4 * 

?• 148 e. Moriutenlandschaften und SHiotterterrassen. Das. Bild, das 
sich im Zungenbecken abschmelzender Talgletscher darbietet, wiederholt 
sich im Großen dort, wo die Gletscher der Eiszeit ins Vorland hinauswuchsen. 
In .. 'i Form geschah dies von der Mehrzahl der nördlichen und 

südlichen Alpentäler aus. Dadurch ist vor allem der Saum der oberdeutschen 
Hochfläche zu einer ausgedehnten Moränenlandschaft geworden. 

wird nach außen von halbkreisförmigen Endmoränen umkränzt. 

as den ei iten stammenden Altmoränen sind freilich im Laufe 

der Zeit -'hon stark abgetragen und daher die Moränenlandschaft in ihren 

Kan: schon verwischt. Aber die der größten (vorletzten) Eis- 

1. Brgebn. e. Studienreise i. d. zinir. Kaukasus (Anh. Eamb. 
KoL Jn-t. X XII. lull). — 103 ) Vergl. aber die strittige Frage der Ausbildung d. 
I ilt Krörterungen in Pet. Mitt. 1912, II v. Penck, v. Drygalski, 

L Distel ii. a.. sowie die Ausführungen A. Heims über d. Taltrog (Geol. d. Schweiz 
f. 1918, 3G7 ff.). — !;,, ) A. Luzerna, Die Flächengliederuug der Montblancgruppe 
n. XIX 1(113 bes. 332 ff.). — r56 ) W. Volz, Nordsurnatra I, 
1914, 219. 



jj 143»-. Mor&nfcnlandschaften and Sehotterterrassen. L>41) 

zeit türmen sich oft noch zu stattlichen Hügelzügen, die bis au 100 m er- 
reichen, in voller Frische auf. Solche Jungmoränen lassen sich selbst auf 
Übersichtskarten noch zur Geltung bringen (vergl. die südliche Umrandung 
des Gardasees oder den Abschluß des Tals der Dora Baltea unweit Ivrea, 
Atlas Taf. 22). Im Bereich des Zungenbeckens hinter den Moränenwällen, 
das von ausgeschürften Dellen oder Wannen im Boden erfüllt ist, bedingt 
der zähe Moränenschutt und undurchlässige Geschiebelehm das häufige Auf- 
treten von Seeflächen, heute bereits vielfach in Moore verwandelt oder ganz 
trocken gelegt. Alle großen Vorlandseen der Bayerischen Hochfläche liegen 
auf den Zungenbecken des [aar- und Inngletschers. Meist sind die Seen so 
klein, daß eine Übersichtskarte sie ebensowenig wie die kleinen eigenartigen 
Hügel zwischen ihnen zur Darstellung bringen kann. Eine Ausnahme bietet 
die Pays de la Dombes (n. v. Lyon) im Zungenbecken des einstigen ge- 
waltigen Rhonegletschers: wenngleich manche der kleinen Seen künstlichen 
Ursprungs sind. ■-- Zu den gesellig auftretenden Formen glazialen Ursprungs 
gehören die Dr umlins, nur 10 — 20 m hohe, schmale, flachgeböschte Hügel. 
Aus Moränenschutt gebildet und den Kiesbänken der Flüsse vergleichbar 
ordnen sie sich der strahlenförmigen Ausbreitung des Gletscherendes an. 
Davon zu unterscheiden sind die wohl von Gletscherwasser unter dem Eis 
aus Kies und Granit geschichtet aufgeschütteten langgestreckten Esker 
oder Äsar (Oser), wie man sie in Skandinavien nennt. Die mehr regellos, 
über das Zungenbecken ausgebreiteten auch langgestreckten Kieshügel nennt 
man Kames. 

Gleichzeitig mit den genannten Bildungen lagerten die Schmelzwasser- 
ströme ausgedehnte Schotterdecken in der Form äußerst flacher Deltas 
ab. Indem sie in den Interglazialzeiten durch die Flüsse wieder ausgepflügt 
wurden, haben sie sich als seitliche Schotterterrassen innerhalb der Ge- 
birgstäler in Resten oft hoch über der jetzigen Sohle erhalten. Im Vorland 
mehr als breite Kiesbänke auftretend, füllten sie vor (unterhalb) den Moränen - 
wällen große Flächen auf und zeigen eine solche Mächtigkeit, daß die Flüsse 
später tiefe und steilwandige Täler in sie eingefressen haben. Das gilt z. B. 
vom Isartal im Bereich der Münchener schiefen Ebene, wo die vom Isar- 
gletscher einst aufgeschüttete Schottermasse am ^Nordrand eine Mächtigkeit 
von 120 m erreicht. 

.Man hat in den Alpen und seinem Vorland vier diluviale Schotterterrassen 
verschiedenen Alters unterscheiden gelernt und sie nach den Flußtälern auf der 
schwäbisch-bayerischen Hochfläche, in denen sie als solche erkannt wurden, benannt lse ). 
Die höchsten, jetzt oft schon zu schmalen Schotterstreifen zusammengeschrumpft, 
sind die ältesten. Der höhere Deckenschotter (Günzschotter) stammt aus der 
ersten Vergletscherung, der tiefere (jüngere) Deckenschotter (Mindelschotter) 
aus der zweiten. Die Spuren beider Eiszeiten sind schon stark verwischt. Dann 
scheint eine lange Interglazialzeit eingetreten zu sein, in der die Flüsse ihre Sohle 
wieder tief unter jene Deckenschotter legten. Die dritte und größte Eiszeit rief die 
sog. Hochterrassenschotter (Rißschotter 157 ) in solcher Mächtigkeit hervor, 
daß die Flüsse ihre Decke z. T. heute noch nicht durchtäuft haben. Daher wird der 
in der letzten Eiszeit (Würmzeit) herabgeführte Niederterrassenschotter 
vielfach noch vom Hochterrassenschotter unterlagert und umrahmt. 

Bestehen die Schotterterrassen in der Hauptsache aus Kies und Grand 
oft stark verschiedener Zusammensetzung des Gesteinsmaterials, so haben 

156 ) Penck u. Brückner, Alpen im Eiszeitalter X. 1901, 110; Günz u. Mindel 
münden unterhalb Ulm. — 157 ) Riß ist das oberhalb Ulm mündende Nebenflüßchen 
der Donau, an welchem Biberach liegt. 



Bncfa II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

Schmelswasserströine von besonderer Mäohtigkeil oftmals zu vollJ^n-r Aus- 
hang des Gkschiebelehms and Bildung reiner Sandebenen gerührt. 
• and Kiesauischüttungen in äußerst Qachen Sohwemmkegeln haben voi 
allem im norddeutschen Flachlande die gewaltigen Schmelzwasserströme 
- des Außenrandes zurückweichende] Gletscher erzeugt. Diesen letztem 
lanken auch die breiten, ostwestlich ziehenden Urstromtäler Nord- 
deutachlands ihi Dasein. Ihre heutige Entwässerung nordwärts zur Ostsee 
entstand in weit späterer Zeit. Tn Island heißen die ähnlichen, aus Sand 
und vulkanisch Lache gemischten Schwemmkegel Saudi. 

| 144. l>i«* Heeresarbeit längs der Küsten 1 * 8 ). Längs der Meeres- 
küsten tritt da-* Bestland in den Bereich der umgestaltenden Arbeit des Meeres. 
I >• Meeresboden in größeren Tiefen ist davon ausgeschlossen, da allein die 
Bewegungen der Meeresoberfläche, Wellen und Strömungen, 

■ Betracht kommen, und diese nur in geringe Tiefe roichen. Doch 
nimmt man an. daß selbst 200 n tiefer Grund von den größten Wellen noch 
aufgewühlt werden kann, weshalb in flachen Meeren selbst geringe Stürme 
das Wasser oft weithin trüben. Längs der Küsten ist das Meer im allgemeinen 
weit flacher. Dieselben erscheinen uns auf der Karte wie scharfe Grenz- 
linien zwischen Wasser und Land, in Wahrheit haben wir es mit einer mehr 
weniger breiten Fläche zu tun. auf der sich die Arbeit des selten ruhen 
den Meeres abspielt, fn kleinerem Maße wiederholen sich die zu schildernden 

Vorgänge am Ufer der Binnenseen. 

Die Brandung. Die gegen das Ufer auflaufende Welle nennen wir 
die Brandungswelle. In dieser führt die bewegte Wassermasse einen an- 
gesetzten Stoß gegen das Ufer, nagt an diesem, wobei die in die Fugen 
eingepreßte Lutt eine Sprengwirkung ausübt, und sucht es auszukehlen, um 
90 mehr wenn die Welle senkrecht das Ufer trifft. Die Wirkung muß ferner 
mit der Häufigkeit wie der Stärke der Welle wachsen, an Gezeitenküsten 
also aur Flutzeit stärker sein als zur Ebbezeit, hauptsächlich aber auch von 
e und Richtung der das Meer aufrührenden Winde abhängen. Bei Sturm- 
fluten wird sie am gewaltigsten sein, weil hierbei der ganze Wasserspiegel 
längs dei Küste mitgehoben wird. Wir kennen unter den zerstörenden Kräften 
der Erdoberfläche wenige, die so gewaltig sind wie die der Brandung. 

M an hat den Druck der Brandungswelle in einzelnen Fällen bis zu 20000, ja 

30000 k ? auf ein Quadratmeter FEiche berechnet und bei der Zerstörung von Hafen - 

Lauten beobachtet, daß Steinblöcke von mehr als 100 Tonnen Gewicht meterweit 

hoben wurden. Die Samländische Diluvialküste ist während 70 Jahren um 

3 — fim zurückgewichen, aber in Vorkshire betrug der jährliche Verlust 2% — 3». 

An den Meeresküsten tritt zur mechanischen Wirkung der Brandung 
noch die chemische Lösungskraft <\<^ kohlensäurereichen Salzwassers hinzu, 
stärksten in den warmen Tropengewässern. Sie greift bei Steilküsten 
in dei og Klippenbrandung durch den aufspritzenden Gischt der Welle 
oft hoch über ihre unmittelbare Angriffslinie hinweg und bereitet am zer- 
klüfteten Üfergestein die Bildung von Nischen und Höhlungen fror. Natur 

I 

lM ) Richthofen, Führer für Forsohungsreisende, 336 — 353, Median. Wirkung 
der Brandung; 0. Kiümmel, (Handb. d. Ozeanographie, Sturzseen, Brandung 
u. Abrasion il. 1911, 103—132); S. l'assarge, Grundlagen III. Ausgestaltung der 
Kiw .1. Solch, Die Arbeil des Meeres (Anm. 73, 208 — 220, mit reicher 

•in 1 . 






| 144. Die Meereaarbeil länge der Küsten. 951 

und Gestaltung der betroffenen Küste Ls1 für die Zerstörungskraft dei Bran- 
dung maßgebend. Bei der echten Flachküste, deren Querschnitt eine un- 
merklich sieh unter das Wasser senkende Linie darstellt, brandel die Welle, 
d. h. sie überschlägt sich, ehe die eigentliche Uferlinie erreicht ist, weil die 
Icr eisende Bewegung der Wasserteilchen, welche die Wellenbewegung erzeugt, 
eichtem Boden teils durch die Reibung, mehr noch durch die vom Ufer 
zurückfließenden Wassermassen in dem unteren Kreislauf verzögert wird, 
während der nächste Wellenberg bereits im Anrücken ist. .Es schießt dann 
das Wasser horizontal ans flache Ufer ohne eigentlichen Angriffspunkt der 
Zerstörung. Anders bei stärker geböschter Küste 159 ), wo die Wogen direkt 
anschlagen können- um hierdurch schließlich das Ufer längs eines schmalen 
Streifens zu untergraben. Meist gibt sich dies durch eine deutlich ausgeprägte 
Hohlkehle 160 ) kund. Sie setzt als überlagerndes Gestein ein solches von festerem 
Gefüge und geringerer Löslichkeit voraus. Mit der Zeit zerlegt die Brandung 
«las Ufer in die wenig geneigte »Strandterrasse und die steilere Uferböschung 
oder das Kliff. Die Plattform der Strandterrasse wirkt um so lähmender 
auf die Brandungsarbeit der Wogen, je breiter und je flacher sie ist. Denn 
einerseits verzehrt sich die lebendige Kraft der letzteren bei der Länge des 
Weges, andererseits wird die raschere Beseitigung und Fortwaschung der 
von dem Kliff losgerissenen Gesteinstrümmer verhindert. Wenn letztere 
Ereilich dadurch, daß sie fortwährend gegen die Böschung wie Geschosse 
geschleudert und auf der Plattform hin und her geworfen werden, auf den 
Boden beider abnagend wirken, so bilden sie doch, solange sie nicht verkleinert, 
zerrieben und schließlich entfernt werden, eine Schutzwehr des Ufers gegen 
die Brandungswirkung. Dieselbe hängt also im einzelnen auch vielfach von 
dem Vorhandensein gewisser Strömungen ab, die den Transport der fein 
zerriebenen Materialien besorgen. Tn polaren Gegenden arbeitet das schwim- 
mende Treibeis an der Abnagung der Küste mit; wo dies freilich vom Winde 
zu mächtigem Packeise zusammengeschoben ist, wirkt es für die Küste auch 
als Schutzwehr. Die Widerstandsfähigkeit des Gesteins ist gegenüber diesen 
Erscheinungen natürlich eine sehr verschiedene, wir sehen aber auch die 
härtesten Ufergesteine von den Wogen unterhöhlt; längs der aus lockerm 
Material aufgebauten Steilküsten vieler Flachländer schreitet die Küste 
rasch zurück. Schichtenflächen erleiden geringere Abnagung als Schichten- 
köpfe. 

Diese abnagende Tätigkeit der Brandungswelle, die man als marine 
Abrasion bezeichnet, findet ihren Abschluß dort, wohin die Flutwelle noch 
eben reicht. Sie kann also bei gleichbleibendem Meeresspiegel nur verhält- 
nismäßig schmale Strandterrassen erzeugen. Solche steinige Abrasions- 
platten umgeben viele Felseninseln (z. B. Helgoland). Als wichtigste Ab- 
rasionsform erscheint die Zerlegung einer Küste in zahlreiche flache bis 
halbkreisförmige Buchten, welche durch Vorsprünge geschieden werden. 
Diese letztern finden sich dort, wo infolge des Wechsels in der Härte des Ge- 
steins oder auch der Lagerung die Abrasion nicht so rasch vorschreiten kann, 
wie in der Mitte. Mittelst der Küsten Versetzung 181 ) geschieht dabei 
die Ausräumung der Buchten, ohne welche die Abrasion bald zum Stillstand 

159 ) G. v. Zahn, Die zerstörende Arbeit des Meeres an Steilküsten (Mitt. 
Hamburger Geog. Ges. XXIV. 1909. 192—284. — 160 ) E. Werth, Die Bedingungen 
7- Bildung einer Brandungskehle (Z. Ges. f. Erdk. Berlin 1911, 35 — 42 m. Abb.). 
- 161 ) A. Philippson, Die Typen der Küstenformen, insbes. an Schwemmlands- 
küsten. Festschrift für v. Richthofen, Berlin 1893. 



:;:.:_' Buoh II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Dm Festland. 

kommen würde. Man versteht darunter die Wirkung dei schräg auf die Kiist i> 
auflaufenden Wellen, die zugleich durch die Lokalen Küstenströmungen, wie 
>i«- vinn Winde eraeugi werden, verstärkt wird. 

Da man nun innerhalb der Erdrinde vielfach flach abgeschnittene 
Schichtenköpfe ganze] Schichtensysteme gefunden hat, die einst mächtige 
Gebirge gebildet haben müssen, jetzt aber von übergreifenden Jüngern 
Schichten marinen Ursprungs überlagert Bind, so hat man darausgeschlossen, 
dafi ein ähnliche] Vorgang wie der bei der Brandungswelle die älteren 
Schichten „abradiert" haben müsse. Die notwendige Voraussetzung dafür ist. 
daß sich die abgeglättete Fläche in: Zustand positiver Strandverschiebung 
(§ 135) befunden hat, wodurch der Brandungswelle ein immer weiteres Vor- 
dringen ine Pestland ermöglichl ward. .Man spricht daher von Abrasions- 
Hächen, dort, \\<> die einstigen Gebirge gleichsam abgehobeil sind. Abei 
der geschilderte Vorgang setzt doeh im Grunde immer voraus, daß die 
abradierte Fläche mit den Erzeugnissen der Abtragung bedeckt ist, falls 
nicht eine spätere Wiederabtragung derselben durch andere Vorgänge statt- 
gefunden hat. Aus diesem Grunde und weil die Abrasion den Meeresküsten 
beträchtliche Gesteinstrümmer zum Schutze gegen die Brandung zuführt, 
erkennen manche der Wirkung der Brandungswelle nicht die. Bedeutung zu, 
welche andere ihr bei der Abtragung ganzer Gebirgsmassive zuschreiben. 
Die Schwierigkeit Liegt für die Beurteilung nicht zuletzt darin, daß die sich 
heute bildenden Abrasionsflachen vom Meere bedeckt und damit unserer 
unmittelbaren Beobachtung im allgemeinen entzogen sind. 

Die Gezeitenströmungen 162 ). Ebbe und Flut erzeugen an den 
Küsten wechselnde Strömungen, die besonders in engern Gewässern wie 
zwischen Inseln und in Meerengen deutlich wahrnehmbar sind, sich in trichter- 
förmigen Buchten und Flußmündungen aber besonders steigern, und zwar 
um so mehr, je flacher diese endigen. 

Bedeutet h den Flut Wechsel, d. h. die ganze Höhe zwischen Hoch- und 
Niedrigwasser (vergl. § U-H. g die Beschleunigung der Schwere (= 9, 8 ">) und p die 
mittlere Wassertiefe, so kann die Stromstärke annähernd in Metern ausgedrückt 
(Verden durch die Formel 

h V~g . ... 3 h 

= — • ' oder genähert = - 

2 I v 2 Vp 

Im (iolf von St. Malo an der Küste der Bretagne beträgt der Gezeitenstrom 3 — 3,5"» 
in 1 Sek. oder 6 — 7-Knoten in der Stunde (vergl. § 30), also weit mehr wie die Strömung 
des Rheines an sehr stark st rumenden Stellen (§ 139); in der Mündung der Elbe läuft 
BT etwa 2 — 2, 6 m (4 — 5 Knoten), also wesentlich mehr als die Stromgeschwindig- 
keit des WboBB 

K- isl begreiflich, daß solche Ströme, die zugleich enorme Wasser- 
massen in die Buchten treiben 163 ), erodierend wirken, zumal die Wasser- 
teilchen bei der Länge der Flutwellen auch in der Tiefe sich fast ebenso rasch 
als an der Oberfläche bewegen. In der Tat hat man auch in engern Trichter- 
buckten wie /. B. der Fundy-Bay an der Nordostküste Amerikas (45° N. Br., 
Atlas, Taf. 43) den von allem Grus reingefegten Felsboden gefunden. 
Die einfache Abrasion vermag Buchten von mehr als Halbkreisform nicht 

182 ) O. Ki -iimmel, Über Erosion durch Gezeitenströme (Pet. Mitt. 1889, 
12'.J — 138). — 163 ) S. Karte der Flutwechsel in Berghaus, Phys. Atlas Taf. 20 
mit zahlreichen Kartons: Daten bei Penck IT, 500. 



§ 144. Die Meeresarbeil längs der Küsten. 353 

zu erzeugen. Dringt aber der Gezeitenstrom in solche, so ist dessen Erosion 
eine Grenze nicht gesetzt. Er ist es besonders, der die Trichterbuchten er- 
zeugt. 

Wie man an der Fundy-Bay ein Vorrücken im innersten Winkel beobachtet, 
so daß die Halbinsel Neuschottland bald zur Insel werden kann, so ist es nicht un- 
möglich, daß Gezeitenströme einst die Landbrücke zwischen Dover und Calais ver- 
nichtet haben, als sie bei geschlossenen Buchten beiderseits noch stärker als heute 
wann 184 ). 

Für viele Flüsse sind Mündungstrichter kennzeichnend (§ 145, 3). In 
der Mehrzahl der Fälle findet man sie an solchen Küsten ausgebildet, an denen 
die Gezeitenströme gegen diese gerichtet sind. Man beobachtet eine Flut- 
rinne längs des einen, eine Ebberinne längs des andern Ufers, bei deren An- 
ordnung eine Ablenkung im Sinne der Erdrotation (auf der nördlichen Halb- 
kugel nach rechts, § 81 u. S. 338) vermutet wird 165 ). Auch die Seegaten oder 
Fahrrinnen, welche die Watten oder flachen Sand- und Schlickbänke un- 
serer Nordseeküste durchziehen, wird man auf die erodierende Wirkung des 
stets überwiegend starken Ebbestroms, des sog. Sog, zurückführen dürfen; 
derselbe befördert die feineren Sedimente rascher in die Tiefe. 

Anschwemmung. Nicht minder bedeutungsvoll als die zerstörende 
Wirkung ist aber die aufbauende Tätigkeit des Meeres längs der Küsten dort, 
wo lockeres Material zur Ablagerung gelangt. Wo die Brandung nicht zu 
heftig ist, und Sandbänke zu Zeiten von Schlick überlagert werden oder Flüsse 
Sedimente herabführen, erhöht sich der Boden allmählich, um schließlich 
von einzelnen Pflanzen besiedelt zu werden. Jeder Halm gibt Anhalt zu er- 
neuter Anschwemmung, bis schließlich die Flut selbst nicht mehr die Bank 
überschwemmt und Neuland entstanden ist. Auch hierfür bietet die deutsche 
Wattenküste Beispiele. Zuerst als Weideplatz (Kelter) benutzt, wird das 
Neuland dort schließlich durch Eindeichung geschützt und man erhält im 
Polder fruchtbaren Boden. 

An vielen Küsten wandert aber der ■ Schlamm auch von Küstenströ- 
mungen fortgeführt längs derselben weiter. Wir nannten den Vorgang die 
Küstenversetzung (S. 351), sie ändert in erster Linie die Schwemmlands- 
küsten. Zum deutlichen Ausdruck kommt dies nur, wo dauernd Küsten- 
driften nach der gleichen Richtung ziehen. Das Material wird teils den ab- 
radierten Küsten, teils den Flußsedimenten entnommen. 

Klar kommt das erstere am Golf von Viscaya zum Ausdruck, wo der um die 
Nordwestspitze Spaniens eindringende Flutstrom den Detritus der felsigen Nord- 
küste längs der Gascogne ablagert. Im Golf du Lion erweitern sich die Küsten 
Languedocs zusehends durch Anschwemmungen der Rhone, welche durch eine 
westwärts gerichtete Strömung dorthin geführt werden. 

Zum Absatz kommt das mitgeführte Material meist, wenn zwei Strö- 
mungen aufeinander treffen, wie dies besonders bei scharfen Vorsprüngen 
der Küste geschieht; dieselben geben daher oft den Anstoß zur Bildung von 
Strandwällen (Nehrungen), durch die mit dsr Zeit flache Strandseen 
(Lagunen oder Haffe) abgedämmt werden. Ihr Schicksal ist ein verschie- 
denes. Meist sind die letzteren vergänglicher Natur, besonders wenn Flüsse 

164 ) O. Krümmel, Handb. d. Ozeanographie II, 1911, 286.— 165 ) D. h. die 
Flutrinne befindet sich auf dem linken Ufer der Mündungsbucht, also im Sinne der 
Einströmung der Flutwelle rechts. Vergl. die Karte bei Krümmel (s. Anra. 162). 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 2o 



Buoh II. Phjukalisohe Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

in ihnen die Sedimente ablagern und \<>n den Strandwällen hei die Sand- 

■ ■'.) m dieselben hineingewehl werden. Positive Strandverschiebung 

dann Bolche Schweinmiandsküsten ebenso rasch. Indem der W.isser- 

^el sich bebt, gewinnen die Sturmfluten an Kraft, die Dünenketten worden 

durchbrochen, die Innern Becken überflutet. Ähnliche Vorgänge haben in 

historischen Zeitin unsere Nordseeküste stark umgestaltet. 

!j II'». Die riuUmiiiiilnn-rii. Eigenartig ist, die Wechselwirkung 
ben Sfeei und Küste an den Stellen, wo die Flüsse ihre Gewässer mit 
allen mitgeführten Stoffen in das erstere ergießen. So einfach es in der Theorie 
eint, den Punkt iu bezeichnen, wo das unterste Talende eines Flusses 
aufhört und er „mündet", so sohwierig ist es meist in der Natur eine ent- 
sprechende Grenze su finden. Selbsl wo ein Flußtal scharf in eine Küsten- 
linie eingekerbl ist, gelingl dies nicht immer. Wir haben es also auch im Begriff 
der Flußmündung mit einem ausgedehnten Flächengcbilde zu tun. 
Verliert sieh ein Fluß, wie es bei zahlreichen Steppentlüssen geschieht, 
auf dem trocknen Lande in durchlässigem Boden, so endigt er stets mit einem 
äußerst flachen Schwemmkegel, den er aus den feinsten Sedimenten aufbaut, 
und über den er, sich häufig teilend, tiäge hinzieht, bis die einzelnen Adern 
im Sande versiegen oder sich Sumpfseen bilden. Nur selten heben sich diese 
Rndschwemmkegel in solchem Falle deutlich von der Karte ab. Anders, 
wenn sie sieh in stehende Gewässer, das Meer oder auch wohl in das Bett 
- den Fluß aufnehmenden Stromes hinausbauen und Teile derselben 
zuschütten. 

1. Deltas 166 ). Zweckmäßigerweise gibt man den Namen einer Delta- 
mündung heute allen Formen dieser Findabsätze von Flußsedimenten, 
sobald sio in flächenförmiger Ausdehnung über anderweitiger Grund- 
Lage auftreten und Landgewinn außerhalb des eigentlichen Tales darstellen. 

Der ursprüngliche Name, aus dem Altertum von der ./-förmigen Mündung 
des Nils überliefert, setzt« die Dreiecksgestalt der Anschwemmung und die normale 
Gabelung der Flußadern voraus, die beide in typischer Form nur unter ganz bestimm- 
ten Bedingungen zustande kommen. Das Dreieck mit der gegen das Land gerichteten 
Spitze tritt zumeist dann Ruf, wenn die Bildung wie beim Nil oder der Weichsel 
mit A' sfülhuig einer trichterförmigen Küstenbucht beginnt und an einem quer vor- 
gelegten Strandwall (a. u.* ihr Ende findet. Die Gabelung fehlt bei manchen Deltas 

") ganz und hängt oft von zufälligen Unebenheiten des Untergrundes oder von 
den durch das Meer her »eigeführten Hindernissen gleichmäßiger Sedimentverteilung 
ab. Sie erfolgt daher in Behr unregelmäßiger Form, fehlt aber begreiflicherweise 
selten, weil sieb der Fluß im Zustand des auf dem selbst erhöhten Bett dahinfließen- 

Dammflusses (§ lö6, 2) befindet. 

Zui Bildung von Deltas im angedeuteten Sinne gelangen nur ver- 
hältnismäßig sedimentreiche Flüsse, wenn sie in Gewässer 
münden, deren Bewegungen die Ablagerungen nicht alsbald 
wiedi i zei stören und fortführen. Man darf nur die in Frage kommende 



,fl8 ) Die reichhaltige, ihrer Zeit einen wesentlichen Fortschritt bedeutende 
Hauptarlx-it : R. Credner, Die Deltas, ihre Morphologie, geogr. Verbreitung und 
lingungen (E-gänzung-<heft Nr. 50 zu Pet. Mitt. 1878 mit 3 Karten) 
kann heute für viele Punkte nicht mehr als maßgebend gelten, weil das erörterte 
chenmateria! noch zu wenig wirklich n Lok dfor'chungen entnommen, über- 
haupt zweiten und dritten Quellen (bes. hinsichtlich der Karten) noch zu großes 
Vertrauen geschenkt war. 



§ 145. Die Flußmündungen. 355 

Sedimentführung nicht, wie bisher fast immer geschah, auf die schwebend 
vom Wasser herabgeführten Stoffe beschränken. Die am Grunde fortge- 
schobenen Geschiebe und Gerolle spielen dabei eine hervorragende Rolle; man 
erkennt dies an den Deltas so vieler kleinen, das Meer an Steilküsten erreichen- 
den Gebirgsf lüsse ; freilich, weil letztere sich in tiefere Hohlformen ergießen, 
wachsen die Deltas dann nur langsam über die Küstenlinie hinaus. 

Fast alle Hochgebirgsflüsse, die in Gebirgsseen endigen, 
beginnen die Zuschüttung derselben in Form Von Deltas. Ein Blick auf die 
Karte der Schweiz bestätigt dieses Gesetz; selbst eine Übersichtskarte ge- 
nügt (Atlas, Taf. 24. Rheindelta im ehemals weit größeren Bodensee; Tessin- 
delta im Langensee usw.). In ausgeprägtester Form treten sie in der großen 
Steppenlandschaft Eurasiens auf 167 ) beim Einmünden der Flüsse in 
den Balkasch-See, den Aral-See, in das Kaspische Meer. Im Gegensatz zu 
den Gebirgsseen kommt hier die Flachheit des Seebodens begünstigend 
für die Deltabildung hinzu. Der gleiche Grund spielt bei der weit verbreiteten 
Erscheinung mit, wonach Flüsse bei ihrem Eintritt in Strandseen Deltas 
bilden. Sie wird aber so oft durch die vorgelag3rte Küstenform verdeckt, 
daß man ihr meist nur bei großen Deltas wie Weichsel- und Memelniederung 
bisher gerecht geworden ist. Ungemein reich an Deltas sind die Küsten des 
Mittel- und Schwarzen Meeres, soweit sie von den feuchteren Gebirgs- 
ländern mit ihren sedimentreichen Flüssen umkränzt sind. Das 
Nildelta verdankt sein Entstehen einer andern klimatischen Zone, dem tro- 
pischen Regengebiet Afrikas, innerhalb dessen allein auch an der 
Küste des Atlantischen und Indischen Ozeans die Deltabildung vorherrscht 
(Niger, Sambesi usw.). In Asien ist vor allem das regenreiche und gebirgige 
Monsungebiet überaus reich an großartigen Deltas. Fast jeder größere 
Fluß baut ein solches auf. Diese Form scheint auch an der nordsibirischen 
Küste vorzuherr sehen. Isolierter tritt sie in Amerika auf, und weite Küsten 
längs der Ozeane kennen Deltas nicht. An der Westküste Europas finden 
wir sie nur beim Rhein (s. u.). Sie fehlen bei den Strömen Schwedens und des 
felsigen Finlands, die vor Einmündung ins Meer durch Flußseen an mit- 
geführten Feststoffen geläutert sind. 

Begünstigend wirkt beim Eintritt der Flüsse ins Meer auf die Ab- 
lagerung, daß sich schwebende Sedimente in Salzlösungen rasch 
fällen (S. 338). Bei starker Flußströmung wird sich freilich das süße Wasser 
als das leichtere oft weithin schwimmend über dem schweren Salzwasser 
erhalten, ehe eine Vermischung eintritt. Aber diese leichtern Sedimente 
sind auch der Fortführung durch die Wogen am meisten ausgesetzt. So können 
sich Deltas an ozeanischen Küsten ausbilden oder erhalten, wenn ihnen durch 
lokale Verhältnisse ein Schutz gegen den Andrang der Wogen 
gewährt wird, oder ihre Sedimentführung eine so reichliche ist, daß die auf- 
bauende Flußarbeit nicht von den zerstörenden Wirkungen 
des Meeres übertroffen wird. 

Es ist also hier wieder eine Summe von Faktoren maßgebend, von denen 
die meisten wie die Sedimentführung, das Gefälle der Hohlformen, die Stromstärke 
des Flusses, und vor allem die etwa entgegenwirkenden Wellen und Strömungen 
im Meere, die Richtung der letzteren, sowie des die Küste vorzugsweise bestreichen- 
den Windas lokal d. h. im Gebiet der einzelnen Mündung noch zu wenig bekannt 



167 ) S. die Verbreitung der größern Deltas auf Credners Karte (s. Anm. 166). 
Berghaus, Phys. Atlas, Taf. 16; einzelne bei Credner, Taf. 1—3, Berghaus, Taf. 24. 

23* 



Buoh II. Physikalische Geographie, Kapitel II. Das Festland. 

sind, um sie in ihrer relativen Bedeutung tu würdigen. Man begeht einen" metho- 
dischen Fehler, wenn man die Bedeutungslosigkeit eines gestaltenden Faktors durch 
nüberateUungen nachweisen will, ohne Berücksichtigung der jeweilig ihm in 
ungleichem Maße entgegenwi r kenden : s.im ml man lM ) ■/.. B. die Bohlammarme Weichsel 

unil difl sehr sediment reiche Qironde, \un denen die letztere trotzdem kein Delta 
bildet, nicht in direkten Vergleich stellen dürfen. Denn die erstere_mündet infein 
flaches Haff, die letztere in einen Flutbewegten Sfundungstriohter. 

Einen Sohuti gewährt zuweilen die Küstenbucht, in welche 

das Delta zunächst hineingeleitet wird wie heim Orinoko, der im Gegensat/, 
cum Amazonas hinter den Vorhöhen des Gebirgslandes von Guayana ein 
gewaltiges Delta aufbauen konnte, ohne von der die Küsten von Süden her 
eichenden Strömung daran verhindert zu werden. Häufiger sind es die 
von der Küstenversetzung vorgelagerten Strandwälle, welche den Sehnt/. 
bieten, ohne bei sedimentreichen Strömen den Weiterbau des Deltas über 
diese Schranken hinaus zu verhindern. SO hat der Po 169 ) mehrfach die quer 
vorgelagerten Strandwälle überschritten und wächst von neuem ins freie 
Heei hinein. Hinter einem sonst geschlossenen Strandwall hat der Rhein 
in Verbindung mit Maas und Scheide sein großes Delta aufgebaut, das jetzt 
vor der Zerstörung wesentlich nur durch künstliche Bauten geschützt werden 
kann. Gar manche Deltas können nach Beseitigung solcher Schutzvvehren 
der Zerstörung anheimgefallen sein und lassen ihre Spuren dann noch lange 
in der Form von submarinen Deltas 170 ) erkennen, wie das z. B. für Ems 
und Weser wahrscheinlich ist. Positive Strandverschiebung und damit ein 
Vordringen des Meeres in Verbindung mit heftigerer Entwickelung von Ge- 
seitenströmen kann oft die Ursache solcher Umänderung gewesen sein, der 
dann nur -ein si'dimentreielie Ströme zu widerstehen vermögen. Anderer- 
seits kann negative Strandverschiebung die Bildung wie die Erhaltung der 
Deltas befördern. Aber für alle ozeanischen Küsten mit Deltas eine einzige 
derartige Vorbedingung vorauszusetzen, wird nicht angängig sein. 

2. Viel seltener, als man nach den Karten vermuten möchte, begegnen 
wir in der Xatur bei Strömen der glatten offenen Mündung. Hier müssen 
die Sedimente entweder durch eine starke Flußströmung weit ins Meer ge- 
tragen werden, oder das bewegte Meer sorgt selbst für rasche Entfernung 
der herabgeführten Niederschläge. In der Mehrzahl der Fälle schlägt sich 
vor der Mündung die Flußbarre nieder, während die Meereswogen ihr An- 
wachsen bis zum Spiegel des Wassers verhindern. Man wird den Namen von 
Barrenmündung 171 ) aber zweckmäßig auf die häufigere Erscheinung 
ausdehnen dürfen, wo in der mehrfach geschilderten Weise die Küstenver- 
setzung, also die Arbeit des Meeres, den Strandwall vor die Flußmündung 
legt, das Material dazu nicht allein den Flußsedimenten entnehmend, sondern 
der Küsten von weiter herführend. An Schwemmlandsküsten ist diese 
Form verschleppter Mündungen nicht selten; der Fluß wird gezwungen, 
weite Strecken längs der Anschwemmungen entlang zu ziehen, ehe er das 
Meer erreicht (Senegal; Webi in Ostafrika 4° S.). Häufiger jedoch vermittelt 

J«») R. Crednei . Deltas 46; Supan, Phys. Erdkunde 1896, 406; 1916, 585 
— 16 ») S. die Karte in Berghaus, Phys. Atlas, Taf. 24, in 1 : 500000. — 170 ) „Sub- 
marine Deltas" zeigen sich in gleicher Weise oft vor Mündungstrichtern als durch- 
furchtes Schlammhankfeld Es wird aber in vielen Fällen erst der genaueren Unter- 
suchung bedürfen, oh dies Reste ehemaliger Deltas der Flüsse oder solche von Meeres- 
bildungen sind (Meney, Themse, Elbe). — 171 ) Penck, Morphologie II, 497—99. 



§ 145. Die Flußmündungen. — § 146. Der Wind als umgestaltender Faktor. 357 

der hinter dem Strandwall aufgestaute Strandsee (das Haff) den Ausgang 
des Gewässers, und zwar in Lücken (sog. Tiefs) wechselnden Bestandes, 
deren Lage oft ganz unabhängig von der Richtung des untern Flußtales ist. 
Diese Haffmün düngen treten meist typisch an langen Küstenstrecken 
auf (Ostpreußische Küste). 

3. Den Gegensatz zu diesen mehr verschlossenen Mündungen bilden 
die weiten offenen Mündungstrichter 172 ) vieler in den Ozean mündenden 
Ströme. Auf diese paßt der antike Name der Astuarien, weil sie wesentlich 
Schöpfungen der in die Einlasse eindringenden Gezeitenströme sind. Trichter- 
förmige Buchten (Laplata-Bucht) muß man davon unterscheiden. Am aus- 
geprägtesten treten erstere auf, wenn der Flutstrom direkt gegen die Mündung 
gerichtet ist. Ungeheure Massen von Wasser werden dabei in die Trichter 
hineingedrängt, um nach sechs Stunden wieder abzufließen. Je höher der 
Flutwechsel, um so bedeutender im allgemeinen die Ausräumungsarbeit. 
Nahe der einfachen Flußbarre bilden sich meist doppelte Gezeitenbarren 
im Mündungsgebiet, da der aufgewühlte Bodensatz dann zum Niederfall 
kommt, wenn der Strom ,, kentert*', d. h. beim Übergang von der Fiat zur 
Ebbe und umgekehrt. Die Flutbarre liegt daher am obern Ende der Flut- 
rinne, die Ebbebarre am untern Ende der Ebberinne. Die untere Barre er- 
höht sich in nassen Jahren infolge reichlicher Zuführung von Flußsedimenten, 
sie wird seichter, erscheint dagegen in trocknen Jahren niedriger. Daß aber 
eine starke Schlamm- und Geschiebeführung selbst bei hohem Flutwechsel 
die abtragende Wirkung zu überwinden vermag, kann das wachsende Delta 
des Schat-el-Arab lehren, der Vereinigung von Euphrat und Tigris, im schmalen 
persischen Endgolf mit seinem kräftigen Flutwechsel. 

§ 116. Der Wind als umgestaltender Faktor 173 ). Wenn bei den großen 
Vergletscherungen bereits von einer flächenmäßigen Wirkung exogener Kräfte 
auf die Erdoberfläche gesprochen werden kann, so tritt uns in der bewegten 
Luft ein umgestaltendes Agens entgegen, das im Grunde stets in dieser Weise 
wirkt. Verhältnismäßig spät hat man die gewaltige Bedeutung der De- 
flation erkannt, womit man heute alle Erscheinungen der Denudation, 
die vom Winde herrühren, zusammenfaßt. Es ist dies leicht erklärlich. Ero- 
sion und Gletscherwirkung können so recht nur in feuchten Klimaten studiert 
werden. Wo irgendeine Pflanzendecke den Erdboden bekleidet, oder der 
Boden in eine Eisdecke gehüllt ist, findet der Wind keinen geeigneten An- 
griffspunkt; eher bei Schneeflächen, denn die Schneestürme lagern den Schnee 
massenhaft um. Längst lernte man die umlagernde Kraft des Windes längs 
der Meeresküsten kennen, wo er den vom Meere aufgeworfenen Sand zu Dünen- 
ketten zusammenweht: diese wandern mitunter rasch landeinwärts (Kurische 
Nehrung). Aber so recht treten alle Eigentümlichkeiten der Windwirkung 
erst in den trocknen Landstrichen unserer Erde hervor, in den Wüsten, in 
welche die wissenschaftliche Beobachtung erst spät eindrang. (Über die 
Dünen -Landschaften vergl. § 159. Typische Hügelländer.) 

172 ) Penck II, 504. S. auch Krümmeis Aufsatz (s. o. Anm. 162). — 
173 ) Czerny, Die Wirkungen der Winde auf die Gestaltung der Erdoberfläche (Erg.- 
Heft 48 zu Pet, Mitt. 1875); J. Walther, Die Denudation in der Wüste und ihre 
geol. Bedeutung (Abh. d. math.-phys. Kl. d. K. sächs. Ak. d. Wiss. XVI, 1891. 
Ders., Gesetz der Wüstenbildung, Berlin 1900, 2. Aufl. 1912; J. Walther, Litho- 
genesis (s. o. § 116); S. Passarge, Grundlagen III, 335—383. Abtragung und 
Ablagerung durch Wind. 



Buch II. Phj --iU.iIim -he Geographie, Kapital 11. Das Festland. 

Ladern der Wind hiei Längs der Brdoberfläche geringen Widerstand 
Eindel und daher im allgemeinen weit stärker als über Gras- und Waldboden 
hinwegfegt, vermag ei in wunderbarem Grade an der GesteinszertrÄirnmerung 
mitzuarbeiten. Der Winddruck führl feinkörnige Bindemittel aus den 
Baarspalteo heraus und hilft so das < lefüge lockern, das durch die Temperatur- 
Bcb wankungen, wie wir sahen (§ L36), zuerst mit Sprüngen durchsetzt wird. 
\\ i freilich die Gesteine sich mit rinn verkitteten Verwitterungskruste über- 
ziehen (S.S23), ist auch der heftigste Wind fasl machtlos. Dagegen kann man 
nicht zweifeln, daß der von st ai kein Wind über Gerolle und Felsgestein uii- 
ausgesetzl geschleuderte Sand wetzend wirkt und dieselben durch deutlich 
ausgebildete Schlifflächen (an den Bog. Dreikantern zu erkennen) mehr 
und mehr verkleinert. Sei vermag der Wind in trocknen Klimaten geradezu 
massen in Blöcke zu zerlegen, diese zu zerkleinern und den Erhebungen 
ein launenhaftes Aussehen zu verleihen. Das Sandgebläse spricht dabei 
die Hauptrolle 171 ). Die Eigentümlichkeit der Windwirkung liegt in dem Um- 
Btand, daß aie das Zerstörungsprodukt sofort weithin trägt und damit immer 
neu.' Flachen zum Angriff bloßlegt. Die Sandmassen, die wir in zahlreichen 
Wüsten finden, stammen daher im Durchschnitt keineswegs aus dem Meere, 
wie man früher so allgemein annahm, sondern sie sind zumeist allein vom 
Winde zerstörter Felsboden. Man muß das Muttergestein also im allgemeinen 
im Rücken des Windes suchen. Die Sandwüsten der westlichen Sahara können 
nicht dem Atlantischen Ozean entstiegen sein, weil die von Osten kommen- 
den Passate westwärts vom Lande zum Ozean zu wehen, nicht umgekehrt 
— Neben den Wüstengegenden sind es besonders die höhern Erhebungen. 
der Erde, wo der Wind seine Arbeit in verstärktem Maße beginnen kann. 
Die Luftströme sind im allgemeinen in den höhern Regionen, wo sie weniger 
lebendige Kraft verlieren als beim Streichen über die untern Bodenflächen, 
stärker. Die Pflanzendecke tritt zurück, der nackte Fels bietet sich den At- 
mosphärilien dar. So muß an Berggipfeln und -Kämmen in der Tat die Wind- 
erosion in ähnlicher Weise wirken wie im trocknen Tiefland. Die steil auf- 
ragenden Granitzacken sind im Hochgebirge ähnlich gebildet wie in der Wüste. 
Unterschätzt hat man bisher die Leistungen des Windes als Trans- 
portmittel der Verwitterungsprodukte. Bei der Dünenbildung und 
den Staubstürmen der Wüsten treten sie ja klar vor Augen. Aber die Luft 
kann feine Staubteilchen über ungeheure Flächen ausbreiten und damit zum 
Anwachsen von Sedimenten, wenn auch in unendlich langen Zeiträumen, 
Veranlassung geben. Das feinste Korn haben Ton und Kalk in der Zerstäubung, 
sie werden also am weitesten getragen. Die Pflanzendecke der Erde bekommt 
auf diese Weise eine unausgesetzte Zufuhr wichtiger Bestandteile der Acker- 
krume aus ent leinten Gegenden. Nasse Niederschläge fällen diese fremden 
Bestandteile der Luft rasch. Echt bodenbildend tritt der äolische, d. h. vom 
Wind zusammengetragene Niederschlag erst in trocknen Klimaten auf. Man 
-eli reibt ihm vor allem die Verbreitung einer sehr wichtigen Bodenart, des 
Löß, zu (§ 149. 6). Als hochbedeutsam muß die Fähigkeit des Windes be- 
zeichnet werden, die von ihm verfrachteten Erdmassen keineswegs nur in 
tiefer gelegene Regionen abzulagern, wie dies bei der Schwerkraft, dem fließen- 
den Wasser und im Grunde auch nur bei Gletschern der Fall ist. Vielmehr 
vermag der Wind auch mit den Sand- und Staubteilchen, die er gegebenen 

174 ) Es ist besonders 8. Passarge gewesen, der die Bedeutung des Sand- 
schliffs zur Geltung gebracht hat (a. a. O. 337 ff.). 



§ 146. Der Wind als umgestaltender Faktor. — § 147. Altersfolge der Gesteine. 359 

Falls aus einem eingeschlossenen Becken heraushebt, die umgebenden Rand- 
gebirge mit allen Tälern und Kaminen einzuhüllen und ihre Umrisse zu ver- 
wischen. In Wüstengegenden ist der Wind der große Ausgleicher der Ober- 
fläche, während ihm in feuchten Gegenden die Abschwemmung durch das 
rinnende und fließende Wasser ständig entgegenarbeitet, da seine Nieder- 
schläge, wie angedeutet, meist leichteres Material enthalten (vergl. § 149). 

IV. Allgemeine Ergebnisse der Umbildungen. 

§ 147. Altersfolge der Gesteine 175 ). Versuchen wir nunmehr zu- 
nächst die wichtigsten Gesteinsaiten, welche das Giurdgeiüst der äußern 
Erdrinde zusammensetzen, zu überschauen, ehe wir zu der für geographische 
Wirkungen aller Art wichtigern obeiflächlichen Bideekurg übeigeken. Das 
geschichtliche Auftreten der Bildungen soll uns dabei zum Leitfaden dienen. 
Das relative Alter derselben zu erkennen hat nicht nur für den Geologen Inter- 
esse. Wir vergegenwärtigen uns damit in den meisten Fällen beieits den Be- 
griff einer mehr oder weniger wechselvollen Geschichte, die geologisch ge- 
sprochen über die betreffende Gegend hinweg gegangen, den Begriff der Zu- 
sammengehörigkeit der Gesteine mit oft entfernter auftaucherden Bildungen 
oder den Resten von solchen nach Material, tektonischem Aulbau, Giad der 
Umgestaltung oder der Abtragung usf. Kuiz wir gewinnen Vorstellungen, 
welche die einfache Bezeichnung nach der minei alogischen Zusammensetzung, 
wie etwa Tonschiefer, Kalkgebirge, Quarzfelsen usw. nicht zu bieten ver- 
mag. Dazu kommt, daß die geologische Karte heute noch vielfach er- 
setzen muß, was eine solche der Bodenbedeckung in der Zukunft zu leisten 
bestimmt ist. 

1. Als älteste Bildungen der festen Erdrinde oder sog. Urgebirgs- 
oder archäische Gesteine pflegt man gewisse kristallinische Schiefer 
anzusehen: Gneis, Glimmerschiefer und Phyllit. Sie bestehen ebenso 
wie die altern kristallinischen Durchbruchsgesteine, die Granite, aus Ge- 
mengen von Mineralien, unterscheiden sich aber von jenen durch eine mehr 
oder weniger deutliche Schichtung und vor allem durch die Neigung, in parallele 
Blätter senkrecht zur Schichtung zu schiefern. Dem vorwiegend aus Feld- 
spat und Quarz bestehenden Gneis pflegt Glimmerschiefer aufzulagern, bei 
welchem Glimmer an die Stelle des Feldspats tritt. Im Phyllit, welcher seinen 
Namen von der blättrigen Schieferung herleitet, werden die Gemengteile 
Verschwindend klein, und er ist daher von den Tonschiefern der ältesten Sedi- 
mentgesteine schwer zu unterscheiden. — Diese kristallinischen Schiefer ent- 
halten vielfach Lager von Eisenerz und reinem Quarzfels, auch fehlt ihnen 
nicht ganz ein aus Organismen gebildetes Gestein, nämlich der Graphit, 
der reine Kohlenstoff, vermutlich aus einer Algenvegetation hervorgegangen. 
— In bezug auf die Verwitterung verhalten sich diese Gesteine ziemlich ver- 
schieden. Der Reichtum an Feldspat im Gneis läßt diesen rasch zerfallen, 
wogegen besonders Quarzite und Phyllite den Atmosphärilien besser wider- 
stehen und als leicht kenntliche Felspartien sich aus der Umgebung heraus- 
heben. 



175 ) Die Durcharbeitung einer, wenn auch kurzgefaßten „Historischen Geo- 
logie" mit möglichst zahlreichen Abbildungen kann dem nicht geologisch vorgebildeten 
Leser nicht genug empfohlen werden. Im obigen handelt es sieh nur um eine kurze 
Erläuterung der S. 362 folgenden Tabelle und Hervorhebung einiger Hauptpunkte. 



Boofa II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

2. Dem paläozoischen oder primären Zeitalter der Grd- 
biklung (dem Altertum) gehören zunächst die kambrischen, silurischen und 
devonischen Systeme oder, wie mau früher sagte, Formationen von Ge- 
steinen an, dann das Karbon oder S t e i u koh lensyst e m . endlich das 
Permsystem. Ine erstem (deren unterstes Glied als Kambrium erst in 
■••! Zeit als eigenes System angenommen wird) bestehen vorwiegend 
aus mächtigen Schichten von Konglomeraten, Sandsteinen (Grauwacke), 
Kiesel und Tonschiefern, gebildet aus dem abgetragenen Material der kristal- 
linischen Schiefer und ältesten Ausbruchsgesteine. Tin Nordosten Europas 
und in Amerika finden sich primäre Gesteine imch heute in horizontaler Lage- 
rung, in andern Gegenden der Erde sind sie stark zusammengefaltet und durch 

die Denudation bis auf die innersten Kernfalten abgetragen. Die Stein- 
kohlenformation beginnt mit einer mächtigen Schicht rem marinen Ur- 
sprungs, dem Kohlenkalk, welcher üötzleer ist. und auf dem sich Sandstein 
und Tonschieferbildungen, das Kulm, als eine Strandbildung mit einzelnen 
Kohlenlagern auflagern. Dann erst folgt das produktive Kohlengebirge, aus 
wechselnden Lagern von Kohlensandstein und Kohlenschiefern bestehend, 
zwischen denen sich die Kohlenflötze in sehr verschiedener Mächtigkeit, von 
dünnen Blättern bis Bänken von 8— 10 m , lagern. Diese Flötze sind z. T. 
aus einer reichen Vegetation von Sumpfwaldungen und Mooren längs der 
ehemaligen Meeresküsten hei vorgegangen, zum kleinern Teil sind sie in Nester 
und Fugen des Gesteins zusammengeschwemmt. 

Obgleich nun ein jeder Abschnitt der Erdgeschichte mancherlei Schwan- 
kungen der Uferlinie oder der Bewegungen der Erdrinde zu verzeichnen hat. 
lieint aus allen Beobachtungen hervorzugehen, daß das Ende der Kar- 
bonzeit eine Periode lebhaftester Gebirgsbildung und großer 
tekton ischer Umwälzungen war. Wenn wir heute die damals aufgefalteten 
Gebirge größtenteils nur noch in ihren Resten sehen, so rührt dies von der 
Forträumung derselben in den folgenden Zeiten her; was uns dabei an ein- 
zelnen Bestandteilen, wie besonders an Steinkohlen, erhalten ist, verdankt 
dies ta^t allein der Versenkung in tiefere Lagen oder der Einklemmung in 
Falten altern Gesteins, wodurch es der Abtragung entzogen wurde. 

Die Schichten der Karbonzeit werden vielfach von einem mächtigen 
Konglomerat, dem Rotliegenden, bedeckt, einer Verkittung von Trümmern, 
welche von den Flüssen der Permzeit an den Meeresstrand herabgeführt 
wurden. Nur untergeordnete Verbreitung hat ein kupierführender Tonschiefer 
gehabt, der als Zechstein mit dem Rotliegenden die sog. Dyas oder das 
rerm bildet. Gips- und Steinsalzlager haben sich in dieser Zeit in aus- 
gedehntem Maße aus den Meeren der Zechstein periode niedergeschlagen. 

Während der ganzen paläozoischen Zeit hat es nicht an dem Her- 
vorquellen eruptiver Gesteine gefehlt, in ältester Zeit besonders Granite, 
die aber die kristallinischen Schiefer ebenso durchbrochen und in Mitleiden- 
schaft gezogen haben, später Diorit und Diabas, und während der Periode 
starker Dislokationen am Ende der Karbonzeit, sowie der Permbildungen 
besonders Porphyrmassen: jedoch fehlten diese auch dem mesozoischen 
Zeitalter nicht. Während die Granite ausschließlich in Stockform (S. 289) 
hervorgetreten zu sein scheinen vermöge des zähflüssigen Materials, aus dem 
sie gebildet sind, zeigen sich beim Porphyr ausgebreitetem Kuppen und Decken, 
welche sieh über die Ausbruchsteile hin nach allen Seiten ergossen, schon 
deutlicher. 






§ U7. Altersfolge der Gesteine. • 361 

3. Die mesozoische Zeit oder das Mittelalte), in welchem die 
sekundären Systeme: Trias mit Rhät, Jura und Kreide sieh ablagerten, 
gilt im allgemeinen als eine ruhigere Periode der Erdgeschichte. Nur am 
Binde der Jurazeil Bcheint Faltung und Bruchbildung stärker eingesetzt zu 
haben. Die mesozoischen Gebilde treten auch in ungleich geringerer Ver- 
breifcung über die Erdoberfläche hin hervor, nicht allein weil sie an vielen 
Stellen schon wieder abgetragen sind, sondern weil die Meere und Seen dieses 
geologischen Mittelalters auf kleinere Räume beschränkt waren, als die Ozeane 
der paläozoischen Zeit. Die Trias, namentlich in Deutschland ausgebildet, 
besteht von unten nach oben aus dem Buntsandstein, dem Muschel- 
kalk und dem Keuper in regelmäßiger Aufeinanderfolge. Sie wird wegen 
des in allen Abteilungen zum Niederschlag gelangten Salzes auch wohl als 
Salzgebirge zusammengefaßt. Das Wesen des Buntsandsteins ist im Namen 
gegeben; er ist teils eine Strandbildung, teils wohl das Ergebnis einer sehr 
langen Wüstenperiode, die über Mitteleuropa hinweggegangen ist, wogegen 
die Gesteine des Muschelkalks sich als eine marine Bildung erweisen. Der 
Keuper zeigt in seinen M'Tgellagern — unter Mergel versteht man ein Ge- 
misch von Kalk und Ton - - und Sandsteinen Meer- und Süßwasserablagerungen. 

— In den Alpen ist die Trias vielfach durch andere Gesteine vertreten, bei 
denen der Kalk vorherrscht. Dazu gehören besonders als oberste Lagen die 
Rhätischen Schiohten, w T ie sie im Dachsteinkalk auftreten. Große Gegen- 
sätze der Verwitterung zwischen gewissen hierher gehörigen Schiefern und 
festen Kalken spielen bei Ausgestaltung des Einzelreliefs eine wichtige Rolle. 

— Das Jurasystem bezeichnet wieder rein marine Bildungen mit zahl- 
losen Versteinerungen, in größere Provinzen zerfallend vermöge des Ab- 
schlusses der einzelnen Jurameere. In den untersten Schichten, dem schwarzen 
Jura oder Lias, wechseln schwarze Kalke mit Tonen. Schiefern, Mergeln; 
der braune Jura (Dogger) ist auch noch tonreich, wogegen der weiße Jura 
(Malm) wesentlich aus festen hellen Korallenkalken aufgebaut ist. — Un- 
gleich ausgedehnter müssen die Meere der Kreidezeit gewesen sein, wenn 
sie sich auch meist nur als flache Transgressionen über ältere Erdschollen 
zeigen. Wie groß die Gegensätze der Gesteinsbildungen, welche nach ihren 
organischen Resten zu einer Entwickelungsperiode zusammengefaßt werden, 
sind, kann an den Quadersandsteinen der oberen Kreide in Böhmen und 
Sachsen und an der in den obersten Horizonten des Systems auftretenden 
weißen Schreibkreide (Rügen. Dänemark, Südost-England) ersehen werden, 
die als Hochseebildung ihren Ursprung auf Reste von Meerestieren zurück- 
führt. In den untersten Sandsteinschichten des Kreidesystems finden sich 
Lagen von sekundären Kohlen eingebettet (die sog. Wealdenkohle oder Wäl- 
derkohle). 

Auch die mesozoische Zeit läßt erkennen, daß eruptive Gesteine 
an Stellen schwächern Widerstands der Erdrinde hervortraten. Neben Ser- 
pentin und Porphyr begegnet man bereits Basalten und Trachyten. 

4. Die känozoische oder Neuzeit (Tertiär-Periode) ist es, in welcher 
das Antlitz der Erde in den Hauptzügen ausgebildet ward, wie wir es heute 
sehen. Besonders die mittlere Tertiärzeit erweist sich wiederum 
als eine Periode lebhaftester Gebirgsbildung, ähnlich der am 
Ende der Karbonzeit. Die großen Gebirge der heutigen Erdkarte wurden 
zu Hochgebirgen erst in der Tertiärzeit aufgefaltet, die Dislokationen boten 
der eruptiven Tätigkeit Anlaß zum Hervorbrechen an zahllosen Stellen. 



Buch 11. Phyakalisdhe Geographie. — Kapitel II. .Pas Festland. 

te and Traohyte ergossen sich, zum Teil weite Decken bildend, in allen 
Teilen der Erde. Die A.bsa1 igesteine verdanken in dieser /fit teils dem Meere, 
teils Süfiwasseraeen ihre Bildung. Mächtige Konglomerate Bind z. B. in der 
\ Ifluli am Rand der Alpen abgelagert, am später gleichfalls noch steil 
aufgefaltet zu werden. Die Tuffe der vulkanischen Ergüsse trugen vielfach 
in den Konglomeraten bei. Weiche Sande wechseln mit Tonen und festen 
Kalken je nach dei Lokalität «1er Abtragung. Salz- und Gipslager schlagen 
sieh nieder, die Süßwassersohichten bergen in weitester Verbreitung Brauu- 
Kohlenlag 

Zum Eocän oder Alttertiäi gehören vor allem die ungemein verbreiteten 
Nummulitenkalke, so benannt von den vorherrschenden münzenförmigen 

V miniferenschalen, und der mein- sandigmergelige Flysch, die beide in 
vielen Gebirgen später noch stark mit aufgefaltet sind. Das Oligocän (wenig 
neu) fnl L M dem Eocän. Die Neogenbildungen, unterschieden als Miocän 
(weniger neu) und Pliocän (mehr neu), beschränken sich mehr auf Becken- 
ausfüllungen. 

5. Angenommen, daß die Kontinente und Meere in ihren Hauptum- 
rissen und ebenso die wichtigsten Gebirge der Erde nebst ihren Tälern und 
Hohlformen am Ende der Tertiärzeit ausgebildet waren, so hat die Quartär- 
periode oder die Jetztzeit (infolge des Auftretens des Menschen auch 
An thropozoische genannt) im einzelnen doch noch beträchtliche Aus- 
gestaltungen mit sich gebracht. Die bedeutendste Wirkung hat die sog. Eis- 
zeit hervorgerufen, die oben (S. 345) geschilderte Periode niedrigerer Tempe- 
ratur und reichlicherer Niederschläge, welche ein gewaltiges Anwachsen der 
polaren wie der meisten Gebirgsgletscher veranlaßt hat. Hierdurch sind die 
großen Ebenen Europas und Nordamerikas ebenso wie die Umgebungen 
dei größeren Gebirge mit einer mehr oder weniger dicken Lage von lockerm 
Geschiebematerial, von mächtigen erratischen Blöcken bis zum feinen Gletscher- 
lehm, bedeckt. Die Unterlage fester Gesteine z. T. vollkommen verhüllend, 
hat die Eiszeit weiten Gebieten den landschaftlichen Charakter aufgedrückt. 
Diesen sog. Diluvialbildungen stellt man die alluvialen oder neuesten 
Anschwemmungen gegenüber, wie sie sich in Binnenseen, an Küsten und 
vor allem durch die Fluß-Überschwemmungen heutiger Flußsysteme noch 
unter unsern Augen bilden. Mehr und mein- zieht man hierbei auch die Ab- 
lagerungen in Betracht, die der Wind über weite Kontinentalflächen aus- 
weitet (§ 146). 

Tabellarisch empfiehlt es sich, stets mit den Jüngern, obern Schichten zu 
beginnen. .Man unterscheidet innerhalb der historischen Geologie die folgenden 

Bildungen: 

I. Quartärbildungen 

Alluvium 
Diluvium (Eiszeit ) 

11. Tertiärbildungen (Känozoikum) 

Pliocän 1 Jungtertiär 

Miocän ) (Neogen) 

Oügocän 1 Alttertiär 

Eocän j (Palacogen) 



§ 147. Altersfolge der Gesteine. 363 



II. Sekundärbildungen (Mesozoikum) 
Senon 

Obere 
Kreide 



(Senon \ 

Turon i 

CY noman J 

<*"** 1 Untere 

I Neocom J 



Malm (weißer Jura) 
Jura { Dogger (brauner Jura) 

Lias (schwarzer Jura) 

Keuper (mit Rhät) 
Trias Muschelkalk 

Buntsandstein 

IV. Primärbildungen (Paläozoikum) 
Perm J Zechstein 

(Dyas) [ Rotliegend s 
„ , | Oberes (Flötzführendes) 

| Unteres (Kohlenkalk und Kulm) 

Oberes 
Devon { Mittleres 

Unteres 

Oberes 

Unteres 

{Oberes 
Mittleres 
Unteres 

V. Archäische Bildungen 
Urtonschiefer (Phyllit); Glimmerschiefer; Gneis. 



Silur 



Eruptive Gesteine: 

Heutige: Lava usw. 

Jung eruptiv: Andesit, Trachyt, Basalt 
Mittel eruptiv: Porphyr, Diabas usw. 
Alt eruptiv: Granit, Syenit, Diorit. 

Die geologische Karte. Zu der wichtigsten Ergänzung der geographischen 
Karte gehört diejenige, welche uns in farbigem Bild anzeigt, welchem Gesteinssystem 
oder welchem Formationsglied jeweils eine Stelle der äußern Landfläche angehört. 
Um eine solche zu entwerfen, bedarf es also eigentlich einer Abschreitung und Auf- 
nahme aller Gesteinsgrenzen, um sie alsdann in die geographische Karte einzutragen. 
Die letztere ist also die Voraussetzung der erstem. Mit. der schwierigen Aufgabe 
der Einzelaufnahmen hat man erst in wenigen Ländern den Anfang gemacht ; schwierig 
ist sie in zahlreichen Fällen, weil der Grenzverlauf oft unzugängliche Stellen des Ge- 
ländes berührt, häufig durch die Vegetationsdecke oder menschliche Bauten verdeckt 
oder durch tektonische und Verwitterungsvorgänge verwischt wird. Daher ist der 
Geolog in weit höherem Maße gezwungen, diesen Grenzverlauf aus einigen wenigen, 
besser beobachteten Punkten und Aufschlüssen oder aus indirekten Anzeichen (wie 
z. B. der Vegetation) mutmaßlich einzuzeichnen, als etwa der Geograph bei Nieder- 
legung von nicht selbst aufgenommenen Fluß- oder Höhenlinien. In außereuropäischen 
Kontinenten beruht das Bild der geologischen Karte daher noch auf äußerst gering- 
fügigem Material und ist nur in großen Zügen bekannt. 20% der Erdoberfläche 
muß als zurzeit noch fast vollkommen unbekannt bezeichnet werden. Jedes Jahr 



Bin li 11. Physikalische Geographie. — Kapitel 11 n.is Festland. 

dringt aber die bedeutendsten Fortschritte"*) und Läßt die Karten — von Europa 
sehen - rasch veralten. Dem Anfänger kann oiohta so sein- empfohlen werden, 
als bei Wanderungen Btets von der geologischen Bpesialkarte begleitet zu Bein, wie wir 
das früher in betreff einer guten Terrainkarte anrieten (S. 211). — Das Lesen einer 
geologischen (früher in Deutschland als geognostisofa bezeichneten) Karte hat mit 
Hilfe des Farbensohlüssels keine Schwierigkeit; wohl aber das Verständnis des. Ge- 
samtbildes, Wie kommt BS, daß so manche Sedimentgebilde auf den Karten eines 
grofien Gebietes in Kahllose kleine Petzen Eerstttckelt erscheinen! Bei Eruptiv- 
inen, die in vielen Einzelpunkten die Erdrind • durchbrochen haben, ist dies 
an sich verständlich, hei Absatzgesteinen muH man im allgemeinen annehmen, daß 
die einstige, mein- susammenhangende Decke im Laufe der Erdgeschichte zerstückelt, 
schollenweise in verschiedenes Niveau gebracht und hier zum Teil von der Denudation 
und i abgetragen, zum Teil von andern Sedimenten überlagert ist. Den wirklichen 
Zusammenhang dieser Erscheinungen vermag jedoch selbstverständlich nur die 
Einzehmtersuohung aufzuhellen. Ungemein erleichtert würde das Verständnis viele] 
Verhältnisse, wenn man Geländekarten mit Darstellung der Formationsgrenzen 
in üblicher Weise vereinigen konnte. Das scheitert an technischen Schwierigkeiten. 
Nur Höhenlinien (Isohypsen) lassen sich auf geologische Karten eintragen ohne die 
irkeit der rein kartographischen Elemente zu beeinträchtigen. 

$ 1 1>. Hie morphologischen Regionen des Festlandes. Der bloße An- 
biiek <ler geologischen Karte der Gegenwart bietet wenig Anhaltspunkte, um 
ganze Erdteile durch das Vorherrschen gewisser älterer oder jüngerer Ge- 
Bteinsbildungen zu kennzeichnen 17T ). Kein Kidteil ist ausschließlich aus Nieder- 
schlägen oder eruptiven Massen einer bestimmten Periode der Erdgeschichte 
hervorgegangen, so daß man ihn ohne weiteres als jüngeres oder älteres Ge- 
bilde einem andern gegenüb -rstellen könnte. Vielmehr sind die geographischen 
Kontinente ans den verschiedensten Stücken zusammengeschweißt und fallen 
auch nicht durchweg mit den großen Einheiten zusammen, die uns der Geolog 
heute unterscheiden lehrt. 

Eine kurze Übersicht über diese Anschauungen 178 ) hinsichtlich der 
großen Gebiete gleichartigen Oberflächenbaues der Erde mag eine 
passende Einführung für die spätere Betrachtung der Hauptformen der Land- 
fläehe sein. Es gilt nunmehr also wieder bei der Übersichtskarte der Erde 
anzuknüpfen, die wir am Schluß des vorigen Kapitels verließen (S. 286). 
Mit gleichzeitiger Ausnutzung der geologischen Karte wollen wir den großen 
Leitlinien des Oberflächenbaues etwas näher nachspüren, nachdem 
wir die Gegensätze der Gesteinslagerung kennen gelernt haben. 

Es führt dies notwendig zur weiteren Teilung der Landfläche in Re- 
gionen, worunter wir im allgemeinen große, Unterabteilungen der 
Erdteile verstellen, die durch gemeinsame natürliche Merkmale 
gekennzeichnet sind. Tm vorliegenden Fall kommt der gleichartige Flächen- 

176 ) S. die Jahresberichte K. Toulas im Geogr. Jahrbuch. — 177 ) Ob eine 
hnung der d n einzelnen Zeitaltern zugehörigen und heute an der Eidober- 
fläche hervortretenden Flächen, wie sie v. Tillo nach den Berghausschen Karten 
gab (a. rilloe Zahlen dort auf Taf. 7/8), wirklichen Wert beanspruchen kann, 
wenn sieh die Berechnung auf Erdteile (oder gar Breitenzonen) beschränkt, er- 
nt fraglich. — 178 ) E. Sueß, Antlitz der Erde I, II, III j und III 2 , 
1883 — 1909. Seine grundlegenden Zusammenfassungen erstrecken sich über den 
weitaus größten Teil der Erdoberf äche. Vergl. die Übersichtskarten am Schluß 
von Bd. III 2 . Einen ersten Versuch kartographischer Darstellung einer Einteilung 
der gesamten Landfläche im morpholog. Hauptgebiete gab Supan, Phys. Erdk., 
1896, Taf. Ik ftfaßst. im Äquator 1 : 250000000, etwas abgeändert 1907; doch ward 
1911 nn Stelle derselben eine einfache morphologische Dreiteilung des Landes gesetzt. 



§ 148. Die morphologischen Regionen des Festlandes. 365 

bau in Betracht, wie er in erster Linie von innen heraus durch die Tektonik 
geschaffen ist. Wie wir sehen werden, schreiten diese morphologischen 
Regionen mehrfach über die üblichen Grenzen der heutigen Erdteile hin- 
weg, aber sie ziehen teilweise auch dort Grenzlinien, wo der äußere plastische 
Aufbau der Kontinentalmassen solche nicht entdecken ließe. 

1. Nur die beiden nordatlantischen Felsplatten archäischen 
Gepräges heben sich deutlicher von der geologischen Karte ab. Grönland 
mit seiner Eiskappe bildet den Mittelpunkt zwischen zwei durch tiefe Meeres- 
einsenkungen getrennten, schildförmigen Flächen. Sie bestehen vorwiegend 
aus archäischen und ältesten Schiefergesteinen und umfassen im Westen 
das Hudson-Bai-Gebiet, im Osten Skandinavien nebst Finland 
oder Fennoskandia, wie man diese europäische Region seit kurzem be- 
zeichnet. Einst mit stark gefalteten Gebirgen bedeckt, sind sie heute bis auf 
die dem Ozean zugekehrte Seite zu einer seenreichen Platte abgetragen und 
zum Teil mit flachgelagerten paläozoischen Schichten überdeckt. Wie dort 
das Pfannenmeer (S. 2A) der Hudson-Bai, so ist hier das der Ostsee in die 
schildförmige Erhebung eingesenkt 179 ). Nach der kontinentalen Seite ist 
es ein Kranz von Seen, der sie begrenzt. In Nordamerika zieht sich derselbe 
von den Kanadischen Seen nordwärts bis zum Eismeer. In Europa kommen 
die großen schwedischen und russischen Seen dabei in Betracht. 

2. In der Alten Welt ist diese Urgesteinsscholle von dem großen Ge- 
birgsgürtel im S durch die Ausläufer des ausgedehntesten Flachlands getrennt, 
das die Erde kennt. Im Westen den Ozean erreichend, verschmilzt es mit 
den Resten einstiger hoher Gebirge, die Großbritannien, Frankreich und 
Deutschland erfüllten, zu einer kleinen, aber eigenartigen Region — dem 
Westeuropäischen Schollenland — zusammen. Der größere Teil, am 
besten als Eurasisches Flachland bezeichnet, gliedert sich leicht in drei 
natürliche Provinzen: Im W das Osteuropäische Flachland oder die 
Russische Tafel 180 ) mit ihren durchweg flachgelagerten Schichten meist 
paläozoischen Alters und ihrem auch schon in der alten Zeit gefalteten öst- 
lichen Rande, dem Uralgebirge. Tiefer gelegen ist die südöstlich angrenzende 
Folge weiter Steppenländer, die wir nach dem Namen der beiden größten 
Wasserbecken, die sie einschließen, die Aralokaspische Senke nennen. 
Sie enthält nur abflußlose Gebiete. Als dritter Teil dieses Flachlands gilt 
uns die junge Westsibirische Ebene, fast ganz aus flachgelagerten ter- 
tiären Schichten zusammengesetzt, die unmittelbar auf archäischem Unter- 
grund lagern. Wesentlich das weite sumpfige Gebiet eines einzigen Strom- 
systems — des Ob — bildend, findet sie im O am mittlem Lauf des Jenissei 
eine scharfe Grenze. 

3. Mit dem Ostsibirischen Tafelland zwischen Jenissei und Lena 
und dem breiten Gürtel alter Gebirgsf alten, der es im S und im SO umrahmt, 
betreten wir einen der ältesten Bestandteile des asiatischen Kontinentes m ). 
In seltsamer Verzweigung führen die Flußadern alles aus dem Kranz von Ge- 
birgen entquellende Wasser jenen beiden großen Nordströmen zu. Die Zonen 
der Randfalten sind nach N oder besser nach der hohlen innern Seite des 
Hauptbogens, der sich um den Baikalsee lagert, gerichtet. Seit Ende des pa- 

179 ) Daher von Sueß (II, 42 ff.) der „Kanadische" und der „Baltische Schild" 
benannt. — 18 °) Sueß I, 740. — 181 ) Von Sueß III l5 53 ff. als „alter Scheitel 
Eurasiens" bezeichnet. 



Buch II. Physikalische Geographie. - - Kapitel II. Das Festland. 

läoaoiachen Zeitalters ist das Gel iet in der Hauptsache vom Meere nicht 
wieder bedeckt worden. Wie es Bcheint, muß auch die Wüste Gobi, die von 
alten abgetragenen, im gleichen Sinne (NO) streichenden (1 sbirgsresten durch» 
■ogen ist wie die Erhebungen am Baikal bis an das Randgebirge des Chin- 
-an. dieser alten Landscholh bnet weiden. 

1. Die eben geschilderten Regionen Nbrd-Euraaiens begleitet im S 

den Ufern des Atlant iselien Oieans bis nach Ostasien der große Eura- 
sische Gebirge- und Hochlandsgürtel, ein System von Kettengebirgen 
<>der iii* i.-t erst in tertiärer Zeil zu Hochgebirgen aufgefalteter Gebirgsbogen, 
daher auch der Eurasische Faltengürte] genannt. Bald «ich mit ihren 
Endfalten aneinanderscharend, bald in Wirbeln gebogen und ruten förmig 
auseinanderlaufend, schließen die Einzelketten zwischen sich kleinere oder 
größere Beckenlandschaften ein. Alpen und Karpaten gehören ihm an. Im 
\\ n ) wird der Gürtel von der früher geschilderten großen Bruchzone 
der Erde (S. Ü75) geschnitten, so daß z. B. das westliche Mittelmeer, Adria 
und Griechisches Inselmeer, zwischen seine Gebirgsketten fallen. Mit dem 
unzweifelhaft dieser Zone zugehörigen Atlasgebirge greift der Gürtel auf 
afrikanischen Boden hinüber. Die asiatische Fortsetzung bildet mit ihren 
bogenförmigen Ketten und den von ihnen eingeschlossenen Hochflächen 
den Asiatischen Hochgebirgsgürtel 18 *). Am Nordostende Irans be- 
sitzt er eine starke Einschnürung, um von dort in einem ganzen System von 
divergierenden Hochgebirgs-Erhebungen nach auszulaufen. Nach S dringen 
die Bogen des Taurus, der iranischen Randgebirge und des Himalaja vor und 
Bchliefien mächtige Anschwellungen der Erde, meist abflußlose Hochländer, 
ein. In Zentralasien wird diese Zone am breitesten. Denn es gesellen sich 
nordwärts mit den Gebirgssystemen des Tienschan und Altai neue Falten- 

1 zu und bringen die Ausdehnung der Hauptzone, die bis dahin selten 
mehr als 15 Breitengrade bedeckte, im Meridian des Altai auf 25°. Gleich- 
zeitig tritt mit diesem nördlichsten Vorsprung der Faltengürtel'in harte Be- 
rührung mit den alten Randfalten Ostsibiriens. Neuere Anschauungen 184 ) 
weisen die OSO verlaufenden Gebirgszüge der mittleren Gobi den Falten- 
systemen des Altai und Tienschan zu und bringen die starke Umbiegung der 
K ten im westlichen Tibet mit jenen in Verbindung. Jedenfalls scheint 
eine allgemeine Aufstauchung der Faltensysteme am Westrand der alten 

andsschollen von Nord- und Südchina stattgehabt zu haben. Erst nach 

i-rung der Enge zwischen Himalaja und den selbständigen Erhebungen 

Südchinas erfolgt von neuem eine rutenförmige Ausbreitung der Falten, die 

nun die gesamte hinterindische Halbinsel durchziehen, sich in den Sunda- 

ln noch weiter fortsetzen und schließlich angesichts Neuguineas in sich 

selbst zurückbiegen 185 ). Vulkanische Tätigkeit begleitet den Inselkranz seit 

üren Zeiten. 

■>. Ostasien wird besser insgesamt als eine eigenartige Region be- 
trachtet, wenn auch die Teile nach Alter und Zusammensetzung mannig- 
fach verschieden sind. Es handelt sich um den einst weiter als bis zu den 

,M ) VergL d. T> itlinien d. Alpensystems, Sueß I. 235 ff. — 1M ) Über Verlauf 
und Zusammenhang der asiatischen Gebirgszüge, namentlich im Osten, herrscht noch 
keine Übereinstimmung. Die Darlegungen von E. Sueß in Bd. III ., 1901 geben 
vor allem für Zentralasien eine wesentlich andere Auffassung, als sie von 
v. Bichthofen u. a. vertreten ward. — 18 ') Ed. Sueß III 1( Kap. Vund VI: Altai 
und Altaiden. — 18s ) Sueß III x : Die östlichen Altaiden. 



§ 148. Die morphologischen Regionen des Festlandes. 367 

heutigen Grenzen des asiatischen Festlandes reichenden Rand des Konti- 
nentes. Er ist von einer Reihe zu Girlanden sich ordnender Gebirgsbögen 
durchzogen, die sämtlich gegen den Ozean konvex sind und dadurch große 
Backenlandsckaften einschließen. Nur für den ältesten Teil der Region, das 
eigentliche China, gilt dies nicht ganz. Hier hat sich der zweite alte Fest- 
landskomplex Asiens z. T. in Tafelländern (X), z. T. mehr in stark abgetragenen 
Gebirgsrosten (S) erhalten. Aber das Typische ist, daß der ganze Rand- 
gürtel von mächtigen, in flachen Bogen von NNO bis SSW verlaufenden 
Staffelbrüchen durchsetzt ist. Dadurch ist das Gesamtgebiet in eine Reihe 
von Landstaffeln zerlegt 180 ), von der die östlichere stets tiefer als, die west- 
liche gesenkt ist. Neben echten Tieflandsbecken zwischen stehen gebliebenen 
Gebirgsrestcn und durch sie z. T. ganz vom Meer getrennt, gehören auf diese 
Weise eine ganze Anzahl von Randmeeren, durch Inselgirlanden vom Meere 
geschieden, dieser ostasiatischen Region an, und den Osten Asiens begleiten 
junge Faltengebirge, vielfach von Vulkanen durchsetzt. 

6. Im scharfen Gagensatz zu dem Eurasischen Faltengürtel breitet 
sich im S das mächtigste Tafelland der Erde, fast ganz Afrika mit 
Ausnahme des Atlas, ferner Arabien und Vorderindien umfassend, aus. 
Daher zwischen beiden eine der ausgesprochensten tektonischen Grenzlinien, 
in ihrem Gegensatz zu dem Umriß der heutigen Kontinente. Das Tafelland 
ist, obwohl vorwiegend von abgeflachter Außenseite, keineswegs ohne größere 
Gebirgs-Erhebungen, aber das Bezeichnende ist für das Gasamtgebiet, daß 
seit paläozoischen Zeiten Auffaltungen in demselben nicht mehr stattgefunden 
zu haben scheinen. Die Schichten liegen meist horizontal oder sind schwach- 
geneigt, und die Unebenheiten verdanken ausschließlich den Brüchen ihren 
Ursprung, soweit nicht vulkanische Aufschüttungen (z. B. Abessinien) sie 
zu Wege gebracht haben. — Die Nordhälfte bildet die große Wüstentafel 187 ), 
sich über Nordafrika, Arabien und Syrien erstreckend. Die alten abgelagerten 
Schichten sind erst in der mittlem Kreidezeit bis in die Tertiärzeit von Norden 
her teilweise wieder überflutet worden. Die große Grabenversenkung des 
Roten Meeres hat Arabien von dem gleichgestalteten Ägypten geschieden. 
Im Norden hat der Einbruch des südöstlichen Mittelmeerbeckens die Wüsten- 
tafel verkleinert. Malta ist als Rest derselben stehen geblieben. — Als ge- 
brochenes indisches Festland 188 ) hat man Südafrika, Madagaskar und 
Dekan (Vorderindien) zusammengefaßt, seit man die engen Beziehungen 
dieser jetzt durch die Einbrüche des Indischen Ozeans weit getrennten Ge- 
biete erkannt hat. Auf älteren Grundlagen lagern mächtige mesozoische 
Schichten meist pflanzenführender Sandsteine, die zeigen, daß das Meer 
diese Gebiete seit dem geologischen Altertum nicht überflutet hat. In den 
granitischen Gesteinen der Seychellen 189 ), nördlich von Madagaskar, ver- 
mutet man Reste jenes ehemaligen Indo-Afrika. Jetzt ist dies Gebiet in drei 
völlig getrennte Stücke geschieden; zunächst das Transsaharische Afrika, 
im N unmerklich in die große Wüstentafel übergehend und mit dieser etwa 
von gleicher Größe, nach S allmählich anschwellend und von einem vielleicht 
jung paläozoischen Faltengebirge (Kapgebirge) 190 ) begrenzt; ferner Mada- 
gaskar als Inselhorst, und drittens die jetzt mit dem asiatischen Kontinente 
verwachsene Halbinsel Dekan. 



186 ) F. v. Richthofen, Geomorphol. Studien über (Masien I (Sitz.-Ber. 
d. k. Preuß. Akad., Phys.-math. Kl. 1900, 888 ff.; II, das. 1901, 782 ff.)- — 
187 ) Sueß I, 461 ff. — 188 ) Sueß I, 505 ff. — 189 ) Sueß II, 534. — 19 °) Die 
■brasilische Masse, Sueß I, 635. 



Buofa II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. I >. » s Festland. 

7. Ein eigenes einförmiges [Tafelland atelll Australien dar. Nur 
den Ostrand nimmt ein altes, stark abgetragenes Faltengebirge »'in, dessen 
Streichungsrichtung dei Ostküste parallel lauft. Junge Faltengebirge um- 
sehen, nun Inselkranze aufgelöst, «con Neu-Guinea Ins Neu-Seeland in immer 
weiterem Abstand «len australischen Kontinent. 

Leichter als die Alte Well sind die beiden Kontinente v*on 
Amerika zu überschanen. Hin verlaufen die Grenzen der sie zusammen 
nden Stücke mehr oder weniger meridional. Langgestreckte Mulden 
liehen in dieser Richtung durch Nord- wie durch Südamerika. In letztem) 
Kniteil ist eine breite Tieflandsmulde mit den Alluvionen der großen Ströme 
erfüllt. Die Bütte und den östlichen Vorsprang des Kontinents bildet das 
mächtige Massiv von Brasilien und Guayana 1 ' 1 ), wieder ein ausgedehn- 
tes Tafelland, wie es den Südkontinenten eigen ist. Auf archäischem Gestein 
lagern Dach paläozoische Schichten. Dann treten an einzelnen Stellen Sand- 
steine dei Kreideperiode auf. Gegliedert ist diese Masse durch eine breite 
Mulde, durch welche der Amazonas seinen Ausweg, ostwärts findet. Den 
Westen nehmen die mächtigen Anden ein, ein gegen den Ozean zu gefaltetes 
Hochgebirge, das durch eigentümliche rutenförmige, leicht auf der orogra- 
phischen Karte eu verfolgende Umbiegung im 8 und N des Kontinents aus- 
gezeichnet ist. Mittelamerika 19 *) und der Inselbogen der Antillen mag 
als eine ähnliche Erweiterung des südamerikanischen Kontinents angesehen 
weiden, wie sie Asien in den östlichen Inselkränzen besitzt. 

Nordamerika beginnt morphologisch am Südende des mexi- 
kanischen Hochlandes. In diesem Kontinent findet eine ähnliche Dreiteilung 
wie in Südamerika statt. Das Felsengebirge mit den eingeschalteten Hoch- 
flächen ist wiederum ein verhältnismäßig junges Faltengebirge, dessen Falten 
nur im AVesten gegen den Ozean gerichtet sind. Auf der ganzen östlichen 
Längenerstreckung, wo jetzt sich die Prärien ausbreiten, war bis in die 
Kreideperiode hinein ein trennendes Meer, diesem folgte später ein Binnen- 
meer, das die Osthälfte des Kontinents noch großenteils von dem Westen 
schied. Ersten- besteht aus zwei verschiedenen Regionen. Die große archäische 
Hudson-Bai-Seholle ist bereits in ihrem Zusammenhang mit den alten 
arktischen Schollen besprochen. Im Süden und Osten der Kanadischen Seen 
breitet sich ein vorwiegend paläozoisches altes Faltenland aus, für das der 
Name des Appalachianlandes passend sein mag, weil diese Faltung im 
Sinne des nordöstlich streichenden Appalacbian-Gebirgssystems (Alleghanies) 
auch das westlich davon gelegene Flachland beherrscht. Es greift westlich 
bis über das Mississippital hinüber. 

10. Eine in zahllose Inseln aufgelöste Region ist endlich Ozeanien, 
auf das wir beim Kapitel der Inseln näher einzugehen haben, und als letzte 
-teilt -ich die noch unentschleierte eisbedeckte Antarktis dar. 

erhalten wir als erste Überschau eine Summe von etwa zwanzig 
morphologischen Regionen, die sich jedoch auch wieder zu größern Ein- 
heiten zusammenfassen lassen, was aber für unsere nächstliegenden Zwecke 
nicht in Betracht kommt. 



»») Sueß I. 698 ff. — >•*) E. Sueß IIj, .,, 1909, 321 ff. 



§ 141». Die regionale Bodenbedeokuhg. 369 

§ 149. Die regionale Bodenbedeckung 193 ). Deutlicher als beim Ver- 
folg tektonischer Leitlinien weist uns eine kartographische Darstellung der 
lockern Bodenbedeckung auf geographische Ursachen ihrer regionalen, 
d. h. weite Landstriche kennzeichnenden Verbreitung. Die Verwitterung 
und die Abtragung, sowie ihr- Gegenstück, die Ablagerung und Anhäufung 
der von Luft und Wasser umgelagerten Stoffe, sind, wie wir sahen, im großen 
so eng von klimatischen Bedingungen abhängig, daß es nicht Wunder nehmen 
kann, in ausgedehnten Gebieten von ähnlichen klimatischen Verhältnissen 
die verschiedenartigsten Gesteinsunterlagen dennoch von gleichartigen Boden- 
arten bedeckt zu sehen. Die Voraussetzung für eine übersichtliche Zusammen- 
fassung ist einerseits, daß man diese lockern Bodenbedeckungen weniger der 
mineralogischen Zusammensetzung als der Bildungsform nach unterscheidet 
und selbst dünne Überzüge des Erdreichs nicht von der Betrachtung aus- 
schließt. 

Wiederholt ist hervorgehoben, wie sehr der Wechsel von feuchterem 
und trocknerem Klima das Maßgebende für die Bodenbildung ist. Beim 
Übergang zum erstem sind in dem fraglichen Gebiet die fließenden Ge- 
wässer, beim Eintritt von Trockenheit die Winde zu größerer Herrschaft 
gelangt, und in gewissem Sinne schließen sich deren Wirkungen aus. 

1. Im strengsten Sinn vom Klima abhängig ist die Verbreitung des 
Firn- und Eisbodens. Wie er die Hochgebirge oberhalb einer wichtigen 
Höhenlinie, der sog. Schneegrenze, krönt, so breitet er sich in den Polar- 
regioneu zu mächtigen Flächen aus. In Grönland bedeckt er mehr als 2 Mill. 
Quadratkilometer und es ist die Frage, ob wir ihn dort nicht besser zu den 
Gesteinsformationen selbst als zur Bodenbedeckung rechnen. Jedenfalls ist 
der Eisboden die für den Pflanzenwuchs ungünstigste Form, er schließt 
diesen vollkommen aus, weil er die gesamte Unterlage umhüllt. 

2. Die atlantische Hälfte der arktischen Kugelkappe zeigt daneben 
die ausgedehntesten Gebiete nackten Felsbodens. Es sind dies im Gebiet 
der Hudson -Bai wie in Norwegen und Lappland die Regionen glazialer 
Abräumung mit den glattgeschliffenen Rundhöckern. Im kleinern , Maße 
wiederholt sich ähnliches auf Gebirgsgipfeln und Kämmen, nur daß hier der 
Wind, gelegentlich der Regen, die Felswände von der Verwitterungskrume 
befreit. Ärmliche Flechten breiten über solche meist den Hauch einer Vege- 
tationsdecke, und in den Vertiefungen sammelt sich eine dünne Bodenkvume, 
die selbst den Wald wuchs nicht ganz ausschließt. 

Umkränzt werden die eben bezeichneten Landstriche durch die Re- 
gionen glazialer Aufschüttung, die annähernd bis an die Südgrenzen 
der Verbreitimg eiszeitlicher Gletscher reichen und sich daher auch vor den 
Alpentälern im Gebiete der Moränenlandschaften wiederholen (S. 348). Hier 
handelt es sich um eine der Hauptformen des Lockerbodens, der in Form von 

193 ) Den ersten Versuch, die regionale Bodenbedeckung zu gliedern, hat 
v. Richthofen angestellt (Führer f. Forsch. 1886, 456 — 507); das schwierigere 
Unternehmen, danach die Verbreitung der Bodenarten kartographisch niederzu- 
legen, verdankt man C. Rohrbach (Berghaus, Phys. Atlas, Taf. 4, Maßst. im Äq. 
1 : 100.000000). Das Vorherrschen dieser oder jener Form mußte großenteils aus 
indirekten Merkmalen geschlossen werden, v. Tillo hat die Flächenanteile nach 
Prozenten berechnet (Pet. Mitt. 1893, 17). Die Rohrbachsche Darstellung konnte 
im einzelnen nicht ohne Widerspruch bleiben (s. Penck I, 416, Supan, Phys. Erdk. 
1896, 427; 1916, 618). Vergl. ferner Joh. Walther, Lithogenesis S. 719 ff.: Die 
Faziesbezirke der Gegenwart. 

H. Wagner, Lehrbuch <ler Geographie. 24 



;»7o Buch II. 1'IivmU. ili-' 1 !' Geographie. Kapitel II. Das Pestland. 

tebe aller An. vom Felsblock 1ms zum feinen Grletsoherlehm, wohl den 
dritten Teil Europas wk Nordamerikas mit einer machtigen Decke über- 
lagert. Dieser Qletsohersohutt, der leicht vom fließenden Wasser ausgewaschen 

winl. ist .sicher für weite Landstricl in grofier Segen, indem er den unver- 

witteiieu Felsboden aberdeckt. Er reicht weit, in die Zone des Kulturbodens 

hinab. 

Ms Kluviiiiii hat man ilen Boden bezeichnet ,! "). welcher aus den 

an Ort und Stelle ihrer Entstehung sidi anhäufenden Verwitterungsprodukten 
hervorgeht. Das kann nur geschehen in Gegenden, wo die abtragenden Kräfte 

nicht mächtig genug sind, um die erstem fortzuschaffen. Der Gebirgsschutt , 
dei in trocknen Landstrichen BO manches Gebirge fast völlig einhüllt, gehör I 

hierher. Tu mittlem und höhern Breileu gelang! Lehm zu weiter Verbreitung, 
da hauptsachlichste VerwitterungsTückstand aller glimmerreichen kristalli- 
nischen Qesteine, ein inniges Gemenge von Tou und Sand, durch Eisenoxyd 
-••11» gefärbt. Vorwiegend in dieser Form finden wdr den Eluvialbodon in ganz 
Sibirien, in China, im Osteit der Vereinigten Staaten wie in Kalifornien, dem 
mittleni und südlichen Europa und Australien verbreitet, überall trefflichen 
Wald- und Kult ui linden abgebend. 

In den Tropen dagegen tritt das Eluvium in einer Bodenart auf, die 
ihrer ziegelroten Farbe wegen als Laterit bezeichnet wird 195 ). In mancher 
Hinsicht dem Lehm gleichend, ist der Laterit ein sandiglehmiger Verwitte- 
rungsrückstand. der sich besonders aus Granit, Gneis, rotem Sandstein usf. 
bildet. Reicher Eisengehalt bedingt die rote Farbe des zelligen Gewebes, das 
sich au der Luft rasch verfestigt und den Erdboden oft als harte Tenne er- 
scheinen läßt. Er scheint besonders die höhern Flächen in erodierten Land- 
schaften einzunehmen. Es ist der Laterit, wie gesagt, im tropischen Afrika, 
tlien und Guayana, Mexiko und Zentralamerika, in Südostasien und den 
australasiatischen Inseln die herrschende Bodenbedeckung. 

Für die Bildung des Laterits ward bisher starker Regenfall, wie er den Tropen 
im. hohe Wärme und reiche Vegetation mit tiefgründiger Verwitterung des 
Bodens in Anspruch genommen. Eine neue Anschauung 196 ) stellt dem als Tatsache 
gegenüber, daß in den regenreichen Gebieten der Tropen der Boden fast überall 
aus Braunerde bestehe, und sich Lateritboden auch in trocknen Landschaften finde. 
Sie leugnet daher überhaupt eine unter den genannten Faktoren heute noch fort- 
dauernde Lateritbildung und verlegt sie in die Diluvialzeit mit ihren besondern kli- 
matischen Bedingungen innerhalb der Tropenzone. Wo also heute primärer, nicht 
später unigelagerter Laterit zutage trete, sei er von der sich später oder heute ge- 
bildeten Biaunerde-Deckschicht bereits wieder entblößt. Die Laterisierung setze 
neben dem Eindringen reichlicher Wassermassen bis in große Tiefen eine lebhafte 
Anfwärtsbewegong der rotgefärbten eisenreichen, im Grundgebirge entstandenen 
1 ■ i undwasser während der jahreszeitlichen Trockenperioden voraus. 
Indem unter dei Deckschicht infolge der Verdunstung des Wassers das gelöste Eisen 
ausfällt, entsteht bei hohem Eisengehalt des Muttergesteins die harte Eisenkruste, 
die oft eine Dicke von mehr als 1 m erreicht. 

1S1 ) v. Rieht hofen. Führer, 460. Auf Rohrbachs Karte werden 43% der 

Erdoberfläche dem Eluvium zugerechnet. Gegen diese zu große Ausdehnung richtet 

die Kritik besonders. Es erscheint aber nicht weniger gewagt, wenn Penck 

17) in ganz roher Schätzung die Hälfte dieses Eluvialgebiets der fluviatilen 

_t. — »M — i» r ) Vergl. J. Walther, Das geolog. Alter u. die Bildung 

<I. Laterit (Pet. Mitt, 1916. 1 — 7, 46 — 55), sowie Passarge, Grundzüge III, 171 ff. 



§ 149. Die regionale Bodenbedeckun<£. ;>71 

4. Der Alluvialboden dagegen, durch die Anschwemmungen des 
fließenden Wassers herbeigeführt, tritt regional nur selten auf. Wiewohl 
er kaum längs des Unterlaufs eines großem Flusses fehlt, setzt seine flächen* 
hafte Verbreitung doch besonders ebenes Gelände voraus. Die Deltas gehören 
in erster Linie hierher, deren größtes von den chinesischen Flüssen gebildet 
wird. Im übrigen ist Südamerika der Kontinent der Flußalluvionen, da man 
von diesem wohl den vierten Teil auf die Anschwemmungen der großen Ströme 
rechnen darf. 

5. So bleiben noch die trocknen Zeutralgebiete der Kontinente zurück, 
in denen der Wind der wichtigste Bodenbildner ist. Hier begegnen wir in 
den reingefegten Stein- und Geröllwüsten zunächst den Gebieten äolischer 
Abtragung einer anderen Form des Felsbodens. In dem großen Wüstengürtel 
der Alten W'elt wechselt seine Verbreitung mit den Regionen des Flugsandes 
oder der Kiesel- und Sandwüste. Beide Formen sind gleichmäßig vege- 
tations- und kulturfeindlich. In Nordamerika kommt es innerhalb der Kolo- 
radohochflache nur zur Bildung einer Felswüste. Dagegen herrschen im Zen- 
trum Südafrikas und Australiens die Flugsandregionen vor. — Fast alle diese 
Wüsten sind von Steppenländern umgeben. Der Steppen boden 197 ) ist 
durchweg das Ergebnis feinerdiger Aufschüttung, ein Erzeugnis des Windes 
und also in seiner Bildimg auch au ein trocknes Klima, aber vermöge seiner 
Entstehung durch Staubwinde an kein Niveau gebunden. In Zentralasien 
zieht er über manche hohe Gebirge hinweg, wiewohl sein Hauptverbreitungs- 
gebiet die großen Ebenen Turans und Südrußlands, der nordamerikanischen 
Prärien, des Südrands der Sahara usw. sind. In Rußland und Nordamerika 
hat diese Bodenform die eiszeitlichen Geschiebe teilweise überlagert 198 ). 
Als Tonstaub gehört dieser Boden an sich nicht zu den unfruchtbaren. Meist 
ist er salzig, doch keineswegs immer. Je nach der Auslaugimg durch fließende 
Gewässer, welche ihren Ursprung außerhalb der Steppenregionen haben, 
zeigt er doch sehr verschiedene Stufen der Fruchtbarkeit. Am ungünstigsten 
stellt sich der eigentliche Salzboden dar, der fast alle tiefsten Einsenkungen 
abflußloser Gebiete bedeckt, Im allgemeinen ist der Steppenboden die Re- 
gion der Graslandschaft, aber der Waldwuchs ist nicht völlig ausgeschlossen . 
Dieser findet sich freilich nur in der Nähe fließender Gewässer oder auf den 
Höhen der Anschwemmungen, also an Stellen stärkster Auslaugung. Gras- 
land nimmt die ebenen Flächen ein. Wo der Mensch in nicht zu trocknen 
Landstrichen energisch mit der Bodenkultur in die Steppe eingedrungen ist, 
hat sie sich meist günstig für Feldfrüchte gezeigt; künstliche Bewässerung 
hat ihr in zahlreichen Bsrieselungsoasen reiche Ernten abgewonnen. 

6. Für die Bildung einer im Umkreis der Steppenregionen nicht selten 
auftretenden Bodenart, des Löß, hat man die Umwandlung einstiger Trocken- 
gebiete in feuchtere angenommen 198 ). Es ist dies ein durch große Fruchtbar- 
keit ausgezeichneter, sehr feinkörniger gelber Boden von lehmiger, aber etwas 
kalkhaltiger Erde ohne Schichtung, durchzogen von senkrechten Hohlräumen 
ausgewitterter Wurzelfasern und Mergelknollen; die erstem, die rasch alles 
Wasser aufsaugen, so daß sich stehende Gewässer in der Lößlandschaft nicht 
bilden können, deuten auf die Entstehung aus staubbedeckten Grasland- 
schaften hin. Senkrechte Zerklüftung ist diesem Boden eigen, wo er, wie im 

197 ) S. auch A. Woeikof, Die Klimate der Erde, 1887, Kap. 12 und 29. 
— 198 ) Vergl. die Rohrbachsche Karte. — 199 ) v. Richthof en: China I, 1877, 152 ff. 

24* 



372 Etaofc II. Physikalis h< Geographie. Kapitel ll. l>;i- Bestland. 

nördlichen China, eine große Mächtigkeil besitzt. Man findet ihn im S der 
amerikanischen Prärielandschaften, im Gebiet der Pampas Südamerikas. 
Tm südlichen Rußland tritt er als ein für die russische Getreidekammer äußerst 
wichtige! Boden auf, als Tschernosero (spr. Tschernosjom) oder Schwarz- 
erde m ), die ebenso wie der Reg*ui oder Baumwollenboden im südöst- 
liehen Vorderindien von der Humusbeimischung seine typische schwarze Farbe 
erbalten hat und daher als ein Produkt der Steppenvegetation gilt.' 

In weniger zusammen!) tagender Verbreitung findet man den Löß in den 
Flachländern im Umkreis der mitteleuropäischen Gebirgsl&nder, meist an den Hügel- 
abhangen. Man glaubt in ihm das Produkt eines stepprnklimus sehen zu sollen, 

welch. •> die beiden Haupt perioden der Ki-/eit seliied '- , " ). Anderer Entstehung ist 

i Kl sog. Seelöß, eine deutlieh gesobiohtete Ablagerung aus Salzseen. Im (übrigen 
noch unentschieden, ob alle dem Löß ähnliehen Bodenarten wirklich äolischen 
Ursprungs sind. Die rassische Schwarzerde /. B. wurde von andern für ein an Ort 
und Stelle aus der kristallinischen Unterlage entstandenes Verwitterungsprodukt 
.lklait und der Etegur für eine Süßwasserbildung angesehen 202 ). 

7. }lit den genannten Arten der Bodenbedeckung sind die auf der 
Erde regional auftretenden so ziemlich erschöpft 203 ); daneben finden sich 

e in typischer Form weit über die Erde verbreitet, aber im einzelnen so 
kleine Flächen bedeckend, daß sie sich schwer auf Übersichtskarten darstellen 
lassen. Eine Abhängigkeit von klimatischen Faktoren ließe sich höchstens 
mittelbar bei dem Korallensand nachweisen, welcher das Gerüst zahlreicher 

tischer Tropeninseln ausschließlich bedeckt. Weiche Meeresanschwem- 
mungen (Schlickboden) und lockere Dünenzüge begleiten bald abwechselnd, 
bald vereint die flachen Küstensäume der Erde in allen Breiten. Der Einzel- 
vulkan läßt den nackten Felsboden erstarrter Laven wie lockere Aschen - 
aufschüttung meist in unmittelbarer Vereinigung erkennen. In vulkanischen 
Gebieten tritt diese Boden form regional auf. 

8. Haben wir es bisher mit mehr oder minder mächtigen Lagen lockeren 
Bodens zu tun gehabt, welche das Felsengerüst der Landoberfläche einhüllen, 

it noch der zarten Decke zu gedenken, welche sich unter dem Einfluß 
der Pflanzenwelt darüber ausbreitet. Da der Pflanzenwuchs in erster Linie 
auf die Tonerde im Boden angewiesen ist, so können einzelne \ erwitterungs- 
böden wie der reine Kalkboden, der allein aus Quarzkörnern bestehende Flug- 
sand, das ausgeblühte Salz der Salzsteppen ebenso wie Firn- und Eisflächen 
als vegetationslos bezeichnet werden. Wo der Pflanzen wuchs, sei es als 
Flechte, Halm, Strauchwerk oder Baum weit über das Land verstreut die 
Nährstellen aufsucht, kann er auf die Umbildung des Rohbodens keinen Ein- 
fluß ausüben. Anders beim geselligen Auftreten, wo dieser sich mehr und 

200 ) Das Tschernosem soll nicht tiefer als 170 m über dem Meere vorkommen 
(Bogdanow, Zeitschr. für Erdk. 1891, 340). Si birtzew, fitude des sols de la Russie 
d'Europe (Compte Rendu du Congres Geol. Int.), St. Petersburg, 1899, 73 — 125; 
mit Karte 1 : 20 000000. — 201 ) Die Frage ist eine viel umstrittene. A. Nehring, 
..Tundren und Steppen der Jetzt- und Vorzeit". (Berlin 1890) und „Die Ursachen der 
penbildung in Europa" (nach Bogdanow in Geogr. Zeitschr. I, 1895, 152 ff.) 
Penck glaubt im Rhonegebiet (Lyon) eine Grenze zwischen dem interglazialen 
Löß an der Kontinentalseite Mitteleuropas und der Bildung roter Erden in Süd- 
europa gefunden zu haben; Geogr. Zeitschr. II, 109). — 202 ) S. Näheres bei 
Walther, Uthogenesis, 811. — 203 ) v. Richthofen unterscheidet im Gebirgsland 
noch „Regionen des Ebenmaßes zwischen Zerstörung und Fortschaffung", die man 
besser auf die übrigen Bodenarten aufteilen wird. Dem „Gebirgsschutt" muß der 
größere Teil der Flächen zugewiesen werden. 



^ 149. Die regionale Bodenbedeckuug. — §150. Literarischer Wegweiser. 373 

mehr mit den absterbenden Pflanzenresten mischt und die bei der Verwesung 
sich bildenden Säuren auf den Boden chemisch einwirken. Es bildet sich der 
Humusboden 204 ); oft nur wenige Zentimeter, manchmal einige Meter mäch- 
tig, ist er zugleich der Sitz einer Tierwelt, die an seiner Umgestaltung arbeitet; 
Regenwürmer und Ameisen, Termiten und Krebse beteiligen sich an diesem 
Vorgang. — Wo aber die verwesenden Pflanzenreste unter Wasser sich an- 
häufen und hier nur äußerst langsam in Zersetzung übergehen, bildet sich 
eine mehr und mehr anwachsende Bodenart wesentlich organischer Substanz, 
der Moorboden, der typische Begleiter der Gegenden stillstehender Ge- 
wässer bei nahrungsarmem Boden, sobald diese von moorbildenden Pflanzen 
erreicht werden (Torfmoose, Wollgräser, Heidekraut usw.). 

V. Die Geländeformen. 

8 150. Literarischer Wegweiser. Seit länger lagen innerhalb der deutschen 
Literatur drei umfassende Versuche, die Geländeformen auf genetischer Grundlage 
zu klassifizieren, vor, auf die schon in § 116 hingewiesen ist. v. Richthofen hatte 
in seinem Führer für Forschungsreisende (1886, 631 — 709, die Hauptformen der 
Bodenplastik) mit Aufstellung der wichtigsten genetischen Typen die Grundlinien 
für eine neue, über die alte orographische oder plastische Geländebeschreibung hinaus- 
gehende Richtung der Morphologie gezogen, sich hinsichtlich der Anwendung 
bestimmten Vorkommnissen gegenüber mehr auf Andeutungen beschränkend. — 
A. Pencks (Morphologie, II 1894, die Landoberfläche. Das Meer) systematischer Ver- 
such zeichnete sich weniger durch übersichtliche Anordnung des Stoffes als durch 
treffende Begriffsbestimmungen aus. Seine für die damalige Zeit noch etwas befremd- 
liche Unterordnimg der primären Vollformen unter die sekundären kleinen Hohl- 
formen des Geländes kann als Vorläuferin für die neuesten Anschauungen angesehen 
werden. Ein eigentliches System . genetischer Klassifikation ausgehend von sechs 
Grundformen ist von Penck erst nachträglich gegeben 1 ). — A. Supans Grund- 
züge d. phys. Erdkunde (1896, 5. Abschnitt, Morphologie des Landes, später stark 
erweitert mit reichen Literaturnachweisen, 6. Aufl. 1916, 629 — 819) sucht dagegen 
möglichst vollständige Entwicklungsreihen der Oberflächengebilde aufzustellen, 
ohne sich zu weit in Unterabteilungen eines Systems einzulassen. Ein großer Vor- 
zug semer lichtvollen Darstellung ist hierbei die stete Anknüpfung an tatsächliche, 
besser erforschte Vorkommnisse und die kritische Stellungnahme gegenüber anderen 
Erklärungsversuchen. Die fraglichen Abschnitte können daher dem Leser des vor- 
liegenden Lehrbuchs als Ergänzung aufs angelegentlichste empfohlen werden. 

Im Laufe der letzten Jahrzehnte machte sich eine neuere, in Nordamerika 
besonders gepflegte Richtung in Forschung und Lehre auch in Deutschland, Eng- 
land, Frankreich usw. geltend. Sie beschränkt die geographische Morphologie, die 
dort gern als Physiographie bezeichnet wird, im wesentlichen auf die Betrachtung 
der Umbildung der Landformen unter dem Einfluß der exogenen Kräfte. Aus den 
zahlreichen Schriften des Haupt Vertreters, W. Morris Davis, sei auf das elementare 
Werkchen „Physical geography" (Boston 1901), und seine gesammelten „Geographi- 
cal Essays" (ed. by D. W. Johnson, Boston 1909) verwiesen. Das erstere ist von 
Davis und G. Braun deutsch als „Grundzüge der Physiogeographie" (Leipzig und 
Berlin 1911) veröffentlicht, in 2. Aufl. ward es von G. Braun allein bearbeitet 
(I. Grundlagen und Methodik 1917, IL Morphologie 1915). Das zusammenfassendste 
Werk sind die von Davis in Berlin gehaltenen wortreichen Vorlesungen, von A. Rühl 
u. d. T. „Die erklärende Beschreibung der Landformen" (Leipzig 1912) heraus- 

20 -) F. Senft: Humus-, Torf-, Marsch- und Limonitbildung, Leipzig 1862; 
P. E. Müller, Studien über die natürlichen Humusformen, Kopenhagen 1887; 
E. Ramann, Bodenkunde, 3. Aufl.; Berlin 1911. 

x ) Rep. vT> Intern. Geogr. Congress, London 1896, 735 — 41: Geomorpho- 
logie u. georaorphologische Nomenklatur. 



Bu< li II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

u. Eine Ergänzung bildet A. Rühls Abhandlung „Eine.neue Methode auf dein 
Gebiete der Geomorphologie" (Fortaohr. d aaturw. Forschung, her. v. Abderhalden, 
Vi. i.t 130 Wesentlich .mf gleiohem Standpunkt stehen E, »1«' Martonne in 
seinem reichillustrierten Abschnitt ..\.< relief du sol." (Tralte de geogr, phys. iw\\ 
:{(>{• — 708), sowii r M hatsohek in der ,, Geomorphologie" (Leipzig 1919). 

Im (ihrigen durfte der Höhepunkt dieser dem Studium der Morphologie reiche 

jung abei auch che Gefahr des Sohematisierens bietende Bewegung über« 
schritten sein. Zur Kritik dei Methode Bei auf \. Bettnera zahlreiche methodisohe 
Auf-.it/. in dei i Zeitschrift verwiesen, die jetzt in dem Werk „Die Ober- 

anformen des Festlandes* 4 (Leipzig 1921) erweitert zusammengefafit Bind 
Vergl. femer Supans Grundzüge (6. Aufl. 1916 pasaim)) v - Passarge: „Phy- 
Biolog. Morphologie'' (Hamb. 1912) und „Grundlagen der Landschaftakunde 111. 
1919, ">1<> ff.). Letzteres Werk bietet eurzeil wohl die umfassendste Klassifi- 
kation dei Landformen, Formenkreise u. Sammelformen nach streng in kurzen 

irorten durchgeführte! Systematik (das. 4*>s — 515). Genannt seien femer 
\. Peneks Beitrag eu Soobels Geogr. Handbuch (6. Aufl. 1909, L35— 773, 
Typische Struktur- u. Skulpturformen) sowie 0. Wilckens „Allg. Gebirgskunde'' 
1919 

Au> der neu.iii Biohtung dei Morphologie, die sich vorzugsweise mit den 
Kleinformen der Landoberflache in ihren unausgesetzt an der l'mgestaltung der 
Landschaften arbeitenden Wirkungen beschäftigt, ist ein eindringenderes Studium 
dei topographischen Karte hervorgegangen, das eine ganze Reihe von Publikationen 
KU unterstützen sucht. So finden -ieb in E. de Martonnes Traite de geographie 
physique (1909) zahlreiche Hinweise auf typische Beispiele der Geländeformen im 
ii topographischer Karten: das Gleiche ist von G. Braun in den von Davis 

isgegebenen „Grundzügen der Physiographie" in jedem Kapitel durchgeführt. 

|)i.' Auswahl aus der topographischen Landeskaite der Verein. Staaten, welche 

II. Gannet als „Physiographie Tjrpes" (10 Bl. Fol. Washington 1898) veröffentlichte, 
sonders lehrreich, nur reicht die DarstellungsVeise des Reliefs in farbigen Höhen- 
Bchichten nicht immer zum vollen Ausdruck des Typischen aus. Viel reichhaltiger 
ist das Werk „The Interpretation of Topographie Maps" von R. I). Salisbury 
und W. W. Atwood (!'. S. Geologicai Survey, Professional Paper Xro. 60, Washing- 
ton 1908 in 4°). das mit kurzem Text (80 S.) 170 Tafeln oder Ausschnitte aue der 
topogiaph. Karte erläutert. Einen gleichen Zweck verfolgt General Beithauts 
ologie. Ktude du Terrain" (Service geographique de l'Armee. 2 Bde. Paris 
1909 10 in 4°); die etwa 280 Kartenbeilagen sind größtenteils den topographischen 
u Frankreichs und Algeriens entnommen-). Die K. Preuß. Landesaufnahme 
gab 1910 ..4n Blattei der Kart, des Deutschen Reiches 1 : 100000, ausgewählt für 
Dhterrichtszwecke" heraus, zu denen W. BehrmaUn Erläuterungen schrieb (Berlin 

§ 150a. Grundsätze der Einteilung. Wer den Gang der Erforschung 
unserer Erdoberfläche überschaut, kann daran nicht Anstoß nehmen, daß 
erst die jüngst« Zeit uns Versuche zu einer natürlichen Einteilung der Ge- 
ländeformen gebracht bat. Man verweilte /war von jeher bei dem Gegen- 
satz vod Berg und Ebene, leinte allmählich die ausgesprochenen Erhebungen 
der Brdrinde in ihrer Lage und horizontalen Ausdehnung, schließlich auch 
nacl - n Höhenstufen kennen — aber in ihrer gesamten äußeren 

doch eist im 19. Jahrhundert, auf Grund von zahllosen Be- 
obachtungen und Messungen. Alle diese Gesichtspunkte haben im Laufe 
der Zeit Anlaß zur Aufstellung von Einteilungen gegeben, wie sie dem ein- 
l genügten. Seit man jedoch auch mehr in den inneren Bau 

Vergl E. Hammer in Pet. Mitt. 1011, I. 257. 



§ 150a. Grundsätze d. Einteilung. — § 151. Die orograph. od. plast. Gattungen. 375 

der Geländeformen eingedrungen ist und sie als solche erkannt hat, die steten 
Veränderungen unterliegen, ist man bestrebt, auch den Gesichtspunkt ihrer 
Kntstehungsweise "mit hereinzuziehen. Hierdurch ist die Aufgabe der 
Einteilung eine schwierigere geworden und, was für das Anfangsstudium 
besonders mißlich, die Darstellung durch das Wort ist damit derjenigen im 
Kartenbild wieder weit vorausgeeilt. Dazu kommt, daß unsere Kenntnisse 
der Erdoberfläche durchaus noch nicht genügen, alle Formen nach ihrer Bil- 
dungsweise zu erklären. 

Getreu unserm Plan, in das Kartenstudium einzuführen, wollen wir 
daher zunächst kurz die von der Übersichtskarte abzulesenden Großformen 
— die orographischen oder plastischen Gattungen — betrachten, 
diese dann unter gewisse geographische Gesichtspunkte stellen und 
zuletzt zeigen, welcher innere Zusammenhang zwischen äußerer Form und 
innerem Bau besteht, sie auch nach ihrer Bild ungs Verwandtschaft kenn- 
zeichnen, und zwar wiederum besonders, soweit sich die Eigentümlichkeiten 
auf der Landkarte erkennen lassen. 

§ 151. Die orographischen oder plastischen Gattungen. Wir gehen 
der leichteren Orientierung wegen hierbei von den Großformen aus, welche 
die bisher besprochenen Landflächen wie Erdteile und Regionen in Land- 
schaften zerlegen. Unter einer solchen verstehen wir ein kleineres oder 
größeres Stück der trockenen Landoberfläche, das durch eine vorherr- 
schende Form der Oberflächengebilde ausgezeichnet ist. Erst 
nachmals werden die Kleinformen zur Besprechung gelangen, welche die 
feinere Ausgestaltung der Außenseite der Landschaften bewirken; halten 
wir aber daran fest, daß einzelne Kleinformen als typische Begleiter von Groß- 
formen auftreten, wie z. B. gewisse Talformen bei bestimmten Gebirgsformen, 
so daß dieser Punkt zur Kennzeichnung orographischer Kategorien, auch 
der Großformen, bereits mit herangezogen werden muß. 

Mehl oder weniger gegeneinander geneigte Flächen setzen die Ge- 
ländeformen zusammen. Zwei wesentliche Gegensätze treten uns hierbei 
sofort entgegen: Einmal weite Gebiete mit äußerst geringem Wechsel 
der Oberflächenneigung, sodann solche mit starkem Wechsel auf 
kleinem Raum. Die ersteren pflegt man seit Alters Ebenen zu nennen, 
die anderen Gebirge, obwohl streng genommen beides nur Grenzformen 
innerhalb zweier sich gegenüberstehender Gattungen sind. 

1. Ebenen und Flachböden. Im wahren Sinn des Worts sind 
nur äußerst kleine Teile der Landfläche wirklich eben wie der Spiegel des 
Meeres (wenn wir hier, wie bei allen folgenden Betrachtungen von der Erd- 
krümmung absehen). Aber wo die Ungleichheiten des Bodens für das Auge 
verschwinden, der Horizont an der offenen Grenze der Landschaft uns gleich 
weit wie am Meeresstrand erscheint, ist der Ausdruck „Ebene" gerechtfertigt. 
Vorherrschend sind jedoch weite Gebiete, in denen wellige Erhebungen, wenn 
auch von äußerst schwachem Anstieg, mit gleich flachen Einsenkungen 
wechseln. Sie erscheinen uns im Verhältnis zur horizontalen Aus- 
dehnung des Gebietes eben. Nennen wir jedoch diese allgemeiner auftretende 
Form ,,Flachböden" 3 ), so ist die Ebene, wie angedeutet, ihr Grenzfall. — 



3 ) r. Richthofen, Führer, 630, 



Uuch II. I * 1 1 \ -ik.ih-v In- Geographie. Kapitel 11. Das Festland. 

Unwillkürlich verbinden wir mit dem Begriff dei Ebene «Im der wagerech- 
te o Erstreokung. In dei Theorie <l>'r Bergstrichseichnung (§ 111) ist es 
tlu' vull beleuchtete und »lamm weiß gelassene Flache, welche die ESbene auf 
dei Landkarti oet. 

Tatsachlich finden sieh in der Katar, trenn wir von Seespiegeln absehen, 
um- iehr ideine wagerechte Ebenen. Meist sind de ein wenig gegen che Horizontale 
ni im allgemeinen auf der Karte an der Richtung der über sie hin- 
fließende) I erkennt, [n zahllosen Ballen gibl uns also das sog. hydrographi- 

sche Netz die einzigen Anhaltspunkte, am die Neigung der Elaohböden ron der Karte 
abzulesen, obgleich auch dies bei tiefer eingeschnittenen Flüssen täuschen kann, 
ßi Karten groBen Maßstabes kann man mit zarten Bergstrichen cl< -i i Bohwachen 
solche] Flusse noohAusdruck geben. Bsgibl aber auoh geneigte Ebenen, 
dir Dnmefklioh ansteigend bedeutende Höhen erreiohen, wie die Prärien in Nord- 
amerika. Sic bieten begreiflicherweise infolge ihrer Neigung dem ihre Oberfläche 
umgestaltenden W andere Angriffspunkte als <li<- nahezu wagereohten 

Ebenen. 

I>. Grundformen des aufragenden Landes oder der Land- 
erhebungen sind mannigfaltiger, in die Augen springender. Sie setzen sich 
aus mindestens zwei gegeneinander geneigten Flächen, <lie sieh in erhabenen 
Winkeln treffen, zusammen. Früher begriff man alle Erhebungen unter den 
Namen „Berg"*), und die historische Entwickelung der Wissenschaft zeigt 
sieb darin, daß man die gesamte Lehre von den Geläudeforrnen — mit Ein- 
schlufi dei Ebenen - noch gern unter den Namen der Bergkunde, Urogra- 
phie, zusammenfaßt. Den Großformen der Landerhebuugen geht meist — 
abei nicht iimnei eine entsprechende Einzelform des Berges nebenher. 

tritt <lie flachste Erbebung, die Landschwelle, mit unmerklich an- 
steigenden, widersinnig (d. h. nach entgegengesetzten Richtungen) entwit 
ten Flanken und flachem Scheitel Tut lieh als Hügel auf. — Fällt eine zweite 
Flüche von einer horizontalen oder sehwach geneigten Ebenheit unter deut- 
lichem Winkel ah, so entsteht die Stufe, die hier und da bei bedeutender 
Vertikalerstreckung der schraggestellten Böschung ode" des Gehänges die 
Eigenait eines Gebirges annehmen kann und dann Landstufe genannt wird. 
Sie besitzt nur an einer Seite einen Gebirgsfuß und im allgemeinen nur dann 
eine Kammlinie, wenn Stufenfläche (der höher gelegene wagerechte Flügel) 
und Stufengehange widersinnig entwässert werden. In der Stufe haben wir 
zugleich die eiste Geländeform, die bei unserem Verfahren der Geländedar- 
Btellung auf Karten deutlich durch Bellst riche zum Ausdruck kommt. Das 
Gehänge muß der starken Neigung wegen mit wesentlich dunkleren Strichen 
bezeichnet werden. (Näheres im § 160.) — Bei dachförmigem Alifall zweier 
geneigt,], durch einen First (Kammlinie) verbundener Gehänge sprechen 
wir von einem Gebirgskamm, und wenn bei linearer Erstreckung einer 
Erhebung eine breitere Scheitelfläche die Kammlinie ersetzt, von einem Ge- 
birgsrücken (Bergrücken). Die nach entgegengesetzten Seiten gerichteten 
Bergstriche einer Terrainkarte werden also im ersten Fall scharf züsammen- 
•n, im zweiten durch eine weiße oder milder gestrichelte Fläche getrennt 
sein. Beide Formen kommen in der Natur seltener als selbständige Erhebungen 

4 ) Vergl. E. Obst, „Terminologie und Klassifikation der Berge", hier Berg 
im engem Sinn, als „eine mit deutlichem Absatz aus einer Ebenheit aufragende, 
durch ein allseitige begrenzte Erhebung von geringem Ausmaß" gekenn- 

zeichnet (I'.t. Mitt. 191 1. I 177—83, 241—50. 301—10). 



g 151. ! ipbisohen oder plastischen Gattung 377 

vur, in welchem Fall man >n- als Kainingebirge (Teutoburger Wald) oder 
Rückengebirge (Thüringer Wald) bezeichnen würde, sondern mehr als 
Glieder zusammengesetzter Gebirge. 

3. Diesen einfachen Großforineu der Erhebung Btellen wir zu- 
sammengesetzte Erhebungsformen an die Seite: 

Das Tafelland ist plastisch ein Flachboden, dessen Flächenausdehnung 
beträchtlich die rings abfallenden Gehänge an Größe übertrifft. Ist die Ober- 
fläche eines solchen Gebildes unruhiger, von Höhen und tieferen Tälern durch- 
zogen, so hat sich für dasselbe, namentlich in der französischen und eng- 
lischen Literatur, der Name ,,Plateau" eingebürgert, welchen manche durch 
Hochland oder, je nach der Entstehung, durch Spezialbezeichnungen zu er- 
setzen wünschen (s. S. 381). Zurzeit findet er sich noch auf allen Karten 
(Karstplateau, französisches Zentralplateau, Koloradoplateau in Amerika 5 ). 

Unter den Namen Massengebirge oder Massiv faßt man geschlossene 
Gebirgserhebungen ohne ausgesprochene Gliederung des Umrisses oder ohne 
bestimmte Erhebungsrichtung zusammen. Ein strahlenförmiges Talsystem 
pflegt ihnen eigen zu sein. Sie treten bald als einzelne Gebirgskerne in größeren 
Gebirgen auf (wie Ortler, der Adamello usw. in den Alpen, Atlas, Taf. 23), 
bald als für sich bestehende Erhebungen mit stark wechselnder Oberfläche 
(Sierra Nevada de St. Martha in Südamerika). Die neuere Morphologie be- 
schränkt den Namen gern auf einheitliche Erhebungen kristallinischer Ge- 
steine. Auch innerhalb der großen Regionen sind wir dem gleichen Namen 
bereits begegnet (Brasilien S. 368). 

Gegenüber diesen Formen von weniger ausgeprägtem Umriß markiert 
sich das Kettengebirge wieder deutlicher von der Karte ab. Es setzt an- 
nähernd gleiche Längsrichtung oder Längsanordnung der im Gebirge ver- 
einigten Teile, seien dies Gebirgskämme oder Massive, voraus, so daß parallele 
Kammlinien und Längstäler die begleitenden Erscheinungen 
sind. Dieser Form gehört die Mehrzahl der großen Gebirge der Erde an, und 
sie ist meist auf den gleichen Bildungsvorgang zurückzuführen (s. u. Falten- 
gebirge § 162). 

Eine eigene Erhebungsform tritt im sog. Gebirgsknoten auf, der 
bei näherer Betrachtimg sich als ein System seitlich hart aneinander gepreßter 
Kettengebirge erweist, die aus verschiedenen Richtungen zusammenstrahlen 
(der große zentralasiatische Gebirgsknoten mit dem Hochland Pamir, Atlas, 
Tafel 38). — Bedeckt eine Anzahl von Kettengebirgen von annähernd pa- 
rallelem Verlauf eine Landschaft, ohne miteinander in Gebirgsknoten zu ver- 
wachsen und ohne ausgedehnte Ebenen zwischen sich zu lassen, so bezeichnet 
man dies als Rostgebirge 6 ) (Südchina, Atlas, Taf. 38). 



5 ) v. Richthofen (Führer. 679) meint, daß man im Deutschen den Aus- 
druck „Plateau" entbehren könne unter Kirchhoffs freudigster Zustimmung, 
daß ,,v. R. uns von dem törichten und schulmeisterlichen Franzosenwort bsfreit 
habe" (s. Baumeisters Handb. der Erz.- u. Unterrichtslehre für höhere Schulen, 
Bd. IV, 1895, 47). Demgegenüber erkennt der Verf. mit Supan (a. a. O. 1896, 437; 
1916, 631), Penck (II, 146) u. a. in dem seit 150 Jahren in der geographischen 
Literatur vollkommen eingebürgerten Wort eine zurzeit noch unentbehrliche Bereiche- 
rung unserer Kunstsprache, zumal wenn man den Begriff des Tafellandes auf Ge- 
lände mit horizontalem Schichtenbau beschränken will. — 6 ) v. Richthofen, 
Führer, 633; Penck II, 188 faßt diesen Begriff enger. 



Buoh II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland 

l. B< rggruppe endlich oder audfc ein G-ruppengebirge besteht 
aus enger mit ihrem Gebirgsfufi verwachsenen, an sieh aber selbständigen 
lerhebongen, wie dies bei Vulkanbergen nicht selten isl (Siebengebirge 
am Rhein). 

1 !>;■■ Senken. Alle soeben aufgeführten Gebilde gehören zui Gruppe 
dei Vollformen . die ihre mein ehr weniger erhabene ( Oberfläche nach außen 
kehi' ichtel man jedoch die Erdoberfläche von oben, wie wir das beim 

Kartenbild gewohnl Bind, so können alle zwischen den Vollformen sich aus- 
breitenden Landstriche als Hohlformen aufgefaßt weiden, wenn sie auch 
in Wahrheil nur minder erhabene Teile der gekrümmten, nach außen kon- 
vexen Erdoberfläche sind. Den größten Vollformen der Erde, den Konti- 
nenten, stehen die Becken der Ozeane ab Hohlformen gegenüber. Ebenen 
und Flachböden, die von Erhebungen, und seien diese noch so flach, umgeben 
sind, nennt man Senken. Bei den tektonisohen Vorgängen sind wir solchen 
in typischer Form bereits begegne! (Grabensenke, Kesselbruchsenke, § 130, 2). 
Handelt es sieb um sehr ausgedehnte flache Hohlformen, so spricht man von 
Landsenken. Die Afalokaspische Senke erweiterl sieh bis zur Größe einer 
!:• gion (S. 365). Bei nicht ausgesprochen länglichem Umriß ist der Aus- 
druck Becken (das „große Becken'* in Nordamerika, Atlas, Taf. 42, das 
Tarimbecken in Zentralasien, Taf. 38), bei länglicher Form der von Mulden 
(.Muldensenke: Dsungarische Mulde /.wischen Altai und Tienschan, Taf. 38) 
üblich. Die Benken bilden also nicht eine dritte Gattung von Geländeformen 
d Flachböden und Gebirgen, sondern der Begriff setzt ein flaches Ober- 
flächenstück nur zur überragenden Umgebung in Beziehung. 

5. Die Kleinformen 7 ). Auch hier treten sich Voll- und Hohlformen 
gegenüber, zwischen denen sich die neutrale Form der Ebene bewegt. Unter 
dei ersten Gruppe genügt es, die Stufe und den Berg zu unterscheiden, 
jene durch ein einseitiges, dieser durch ein allseitiges Gehänge begrenzt. Die 
Grundformen des Berges lassen sich auf den Kegel, die Kuppe, den Kamm-, 
Kücken- und Tafelberg zurückführen. 

Nur die beiden ersten haben einen ausgesprochenen Gipfel 8 ); der Kegel 
endigl in einer stumpfen Spitze and seine rings abfallenden Gehänge steigen vom 
Fuß in stetigen konkaven Flächen allmählich steiler empor (Atlas, Taf. 5). Die Vul. 
vertreten diese Form am reinsten. Die steilsten Böschungswinkel übersteigen 
nach oben selten 30°. Und wenn uns in Beigprofilen der Aufstieg viel steiler er- 
scheint, so rührt dies allein von der durch die Raumverhältnisse bedingten Über- 
höhung her (S. 242). Die Kuppe (oder der Kopf) hat einen flachen abgerundeten 
Gipfel, und ihr Profil zeigt wesentlich konvexe Krümmungen nach außen (Atlas, 
Taf. 5). Vom Kammberg ist oben bereits gesprochen, die Kammlinie verbreitert 
sich beim Bergi ücken zum sanftgebogenen Rücken und im Tafelberg zur ebenen 

Flehe. 

Die kleinen Bfohlformen des Geländes sind es, die vom fließenden 
\\ aufgesuchl "der selbst von diesem in die Oberfläche eingegraben wer- 

7 ) Die hier genannten fünf Kleinformen sind — unter Hinzurechnung der Höhle 
— die von Penck (& Anin. 1) aufgestellten sechs „Grundformen", die den Formen- 
schatz der Erdoberfläche bedingen. Er leitet die Formengruppe oder die Landschaft 
aus den „Fonnengesellsohaften" ab. — 8 ) Näheres über Gipfelformen, die früher 
das Hauptkapitel der Urographie in geographischen Lehrbüchern bildeten, bei 
■k. II, 147 ff., ferner E. übst, Anm. 4. 



§151. Orographische Gattungen. — 1.32. Einteilung d. Großformen n. d. Lage. 379 

den. Leicht ist die geschlossene Form des Beckens oder der Wanne 9 ) mit 
annähernd ebenem Boden und allseitig nach diesem abfallenden 
Gehängen von der langgestreckteri, schmalen, mindestens nach einer Seite 
geöffneten Hohlform des Tales mit einseitig geneigter Sohle 10 ) und 
parallelen Böschungen zu unterscheiden. Es ist wichtig, sich diese- Qe 
bilde auch ohne die zwar selten fehlende Wasserverhüllung vorzustellen, wenn- 
gleich sie auf den Landkarten fast immer nur als Seebeeken und Flußtäler 
zur Darstellung kommen. 

Wir nannten die Kleinformen oben die Begleiterscheinungen der Größformen 
(S. 375). Bei ihrer Kleinheit pflegen sie auf Übersichtskarten mit Verkleinerung 
des Maßstabes allerdings mehr und mehr zu verschwinden. Treten sie innerhalb 
einer Großform gesellig in typischer Form auf, überlagern Einzelberge z. B. deren 
Oberfläche massenhaft oder greifen die Hohlformen wie Täler und .Seen tiefer in die- 
selben ein, so kann der ursprüngliche Charakter der Großform bis zur Unkenntlich- 
keit umgestaltet werden. Der Kartograph muß in solchem Fall schematisch vor- 
gehen und, soweit es der Kartenmaßstab gestattet, eine möglichst große Zahl der 
Kleinformen eintragen, um dem Beschauer die eigentümliche Ausgestaltung der 
Oberfläche in die Augen springen zu lassen. 

§ 152. Die Einteilung der Großfonnen nach der Lage. Einem über- 
wundenen Standpunkte gehört die besonders im 18. Jahrhundert übliche, 
auf Gebirgserhebungen beschränkte Klassifikation nach den Himmelsrich- 
tungen au (Berg-Meridiane und -Parallelen, Gebirge bezogen auf die Ekliptik- 
schiefe usw. 11 ). Derartige Betrachtungen sind heute durch die begründetere 
Gruppierung nach gewissen gemeinsamen Erhebungs- und • Streichungs- 
richtungen oder nach Leitlinien ersetzt, die indessen zu keiner Artenbildun^ 
der Formen führen. 

Dagegen ist die Unterscheidung nach der Festlandslage (Kontinen- 
talität) um so maßgebender geblieben, je mehr man die klimatische Bedeu- 
tung einer Binnen- oder Randlage in ihrem Gegensatz 12 ) erkannt hat. Bei 
ringsum eingeschlossener Binnenlage herrscht vorwiegend trockenes Klima 
vor, im andern Fall besteht die größere Möglichkeit des Eindringens von 
Seewinden und damit von Niederschlägen. Tatsächlich beschränkt man 
diese Unterscheidung auf die Senken. Die weitaus meisten Senken sind zen- 
trale oder Binnensenken und als solche vielfach abflußlos, mit leeren 
Wannen und mit Salzseen bedeckt. Peripherische oder Randsenken 
dagegen wie die Chinesische Ebene, Hindostan, Mesopotamien, die Poebene 
sind reicher bewässerte Gebiete. Zu dieser Gattung von Randsenken gehören 
schließlich auch die Randmeere (S. 284), nur ist bei diesen die Hohlform 
vollkommen unter den Meeresspiegel getaucht. 



9 ) Der von Penck vorgeschlagene Ausdruck „Wanne" ( Verh. d. IX. D. Geogr.- 
Tages zu Wien 1891, 29) ist als „überflüssiges Synonym" für Becken von verschiede- 
nen Morphologen bestimmt abgelehnt worden (s. Löwl, Verh. der k. k. Geol. 
Reichsanstalt, Wien 1894, 469). Indessen kann er in der Beschränkung auf die rings- 
geschlossene Kleinform, die „leere Wanne" im Gegensatz zum wassergefüllten See- 
becken im Einzelfall von Nutzen sein. — 10 ) S. Penck II, 59. — 1X ) J. Chr. Gatterer, 
Abriß der Geographie 1775, 92; O. Benl, Frühere u. spätere Hypothesen ü. d. regel- 
mäß. Anordnung d. Erdgebirge n. d. Himmelsrichtungen (Münchener Geogr. Studien, 
her. v. S. Günther, Nr. 17, München 1905). — 12 ) Pencks scheinbar neue Einteilung 
der Erdoberfläche in Flächen gleichsinniger (zum Meere abfallender) und ungleich- 
sinniger Abdachung (Verh. des IX. D. Geogr. -Tages 1891: Die Formen der Land- 
oberfläche), sowie in Tal- und Wannenlandschaften ist im Grunde nur eine Um- 
schreibung oben genannten Verhältnisses. 



Rudi II. Physika] «graphie. Kapitel 11. Das Festland. 

Dei BegriÜ des Randgebirges hat mit der eben besprochenen mehr 

odei weniger kontinentalen Lage nichts in tun, sondern Betel eine Gebirgs- 

erhöhung nur mit einem unmittelbar benachbarten Tafelland oder Plateau 

] ~ - Himalajagebirge ist ein Randgebirge des Boohlands von 

Tibet, «l.i -ifli hart an den Nordfuß des ersteren anleimt; das „große 

Nordamerikas ist von Etandgebirgen umgeben (Atlas, Tai 42, Profil). 

1 1. 1 frühe] vielfaoh gebrauohte Ausdruck „Hoohland mit aulgesetzten Rand- 

muß abei vermieden werden, da hierduroh beide Gebilde in eine falsohe 

adung rückaichtlioh der Entetehungsweise gebracht werden. Er würde vor- 

aussetzen, daß sieb die Sohiohten der Hochfläche unter dem Qebirge gleichmäßig 

uii etwa der Boden, über welchem ein Vulkan aufgeschüttet worden ist, 

bei bei den Etandgebirgen kaum je der Fall ist. 

Dei Name Scheidegebirge kann für die trennende Gebirgsschranke 
1' ichbäden (Kastilisches Bcbeidegebirge) beibehalten werden, da er 
ausschließlich eine Bezeichnung der Lage in sich sehließt. 

$ 15& Höhenklassen. Früher als diesen Unterscheidungen nach der 
hat man der dritten Dimension, der Höhe, bei der Einteilung der Groß- 
formen Rechnung zu tragen gesucht. Man ist aber über die von C. Ritter 
und Sumboldl gelegten Grundlinien kaum hinausgekommen. Das könnte 
verwundern heider außerordentlichen Zunahme unseres tatsächlichen Wissens 
ftbei Sähen und Tiefen der Erdoberfläche. Es ist aber andererseits für jeden 
verständlich, der sich vergegenwärtigt, wie unvollständig dasselbe trotz unserer 
anschaulichen Karten auch heute noch ist, und wie wenig man das gewonnene 
Material rechnerisch zu Mittelzahlen usw. verarbeitet hat. (Vergl. § 173: 
' hometrische Werte.) 

Die Abstufungen knüpften zunächst ausschließlich bei der absoluten 
Höhe über dem Meeresspiegel an und suchten Stufenleitern der Höhe, 
bis zu welche] Gesamterhebungen und Gebirge ansteigen, aufzustellen. 

Die Sehwellenwerte haben einesteils mit der Erweiterung der Kenntnisse 
von den mächtigen BJaesenerhebungen der Erdrinde eine Erhöhung, andernteils 
mit dem I vom Fuß- zum .Metermaß eine rein formelle ziffernmäßige Än- 

derung erfahren, die mit der Abrundung bald zu einer Erhöhung, bald zu einer 
Erniedrigung führt. 

1. Als Tiefland fal.it man Beit hundert Jahren die untere Stufe der 
Landhöhen bis rund 200 m Höhe (früher 500' = 160 m ) über dem Meeres- 
• 1 zusammen. Es war eine große Errungenschaft, als man dies durch 
Einfuhrung von Flächenkolorit auf den Karten zur Anschauung brachte 
(8. 240). Die Eintragung von 200™ Isohypsen bietet den Anhalt zur Abgren- 
des Tieflandes, man darf aber nie vergessen, daß diese Höhenlinie einer 
mathematischen Linie entspricht, welche sich nur ganz im allgemeinen den 
Geländeformen im Tiefland anschmiegt. 

i. muß der Zukunft vorbehalten bleiben zu untersuchen, ob nicht eine an- 

dere Zahl, wk etwa 300 m , besser das Tieflandsganze von den höheren Erhebungen 

hypsometrische Berechtigung, wie man sie für die Flachsee- oder 

ScheHgrenzi [S. 271) durch eine ausgeprägtere Stufe nachweisen zu'können glaubt, 

ht .mf dem Land' für jene obere Tieflandsgrenze nicht. 

Klimatische Höhenunterschiede machen sich innerhalb dieser Stufe 
in allen Erdzonen noch wenig geltend. Beträchtlichere Erhebungen bleiben 
bei solcher Abgrenzung vom Tiefland ausgeschlossen. Die Erosion kann nicht 



§ 153. Höhenida seen. 381 

so tiefe Furchen in die Oberfläche einschneiden, weil ihr das Gefäll maugelt, 
aber benachbarte Höhenunterschiede von 100— 150 ra können doch bereits 
ein ziemlich unruhiges Oberflächenbild erzeugen, wie sich dies z. B. im nord- 
deutschen Flachland zeigt. Die Tiefebene ist also nicht mit Tiefland gleich- 
bedeutend; sie nimmt in der Regel die untere Stufe desselben ein und inner- 
halb der Tiefebene unterscheidet man noch die tiefer gelegenen Landstriche 
als Niederung 18 ); die unter dem Spiegel des Meeres gelegenen als Tief- 
senken oder Depressionen schlechtweg? 

Die Depressionen 14 ). Die größte unter diesen von mehr als 7300O0i kl " 
Fläche ist im Bereich des Kaspischen Meeres, dessen Spiegel man zu — 26 m unter 
dem des Schwarzen Meeres gefunden hat 15 ) (Atlas, Taf. 32). In Holland wird eine 
solche Depression von etwa 8 — 10000 ( i kl11 , die Provinzen Holland und Seeland um- 
fassend, nur durch Deich bauten vor dem Überfluten geschützt; es handelt sich hier 
meist nur um Flächen in sich zusammengesunkenen Bodens (Atlas, Taf. 18). Die 
Schotts in Afrika am Südrand des Hochlands von Algier ( — 30"') und am Nordrand 
der Lybischen Wüste reichen — 30 m bis — 50"' unter den Meeresspiegel. Ähnliche 
Stellen finden sich im Osten des Abessinischen Hochlandes, wo der Assalseespiegel 
in — 174 m hegt, und in der Verlängerung des Golfs von Kalifornien (32° Br. Atlas, 
Tafel 43); auch inmitten Zentralasiens hat sich am Südrand des Tienschan (90° 
Ö. L. Taf. 38) eine solche gefunden, welche sich lang hinzieht und bis — 130 m herab- 
reicht 18 ). Die tiefste Depression bildet die Grabensenke des .Jordantals und des 
Toten Meeres, dessen Spiegel — 394'» unter dem des Mittelmeeres hegt. Übrigens 
sind manche ähnlichen Senken durch die darüber ausgebreiteten Seespiegel verdeckt 
(Kryptodepressionen) 17 ). Zahlreiche Seen am Südrand der Alpen wie im Bereich 
der alten Vergletscherung Nordeuropas und Nordamerikas greifen mit ihrem See- 
boden unter die Hauptniveaufläche der Erde, d. h. unter den Meeresspiegel, herab, 
am tiefsten wie es scheint im Baikalsee ( — 1047 m ) und im Toten Meer ( — 793"'). 
Depressionen finden sich vielfach auch an Flachküsten hinter Dünenwällen. 

2. Hochland. Wenn sprachlich der einfache Gegensatz von Tief- 
land mit Hochland zu bezeichnen ist, so wie man in vielen Gebirgsgegenden 
Unter- und Oberland oder in Schottland die „Lowlands" und „Highlands" 
einander gegenüberstellt, so wird man dennoch nicht alles über 200 m auf- 
ragende Land „Hochland" nennen dürfen. Als dieses Wort in die Geographie 
gleichbedeutend mit Plateau eingefühlt wurde, verstand man darunter 
ausschließlich die großen mächtigen Anschwellungen des Festlandes wesent- 
lich im Gegensatz zur eigentlichen kammartigen Gebirgserhebung, also im 
allgemeinen eine Gesamterhebung mit Einschluß aller damit verwachsenen 
Flachböden und Gebirge. Hochasien stellt danach das größte und höchste 

13 ) Wie unsicher alle diese Begriffe noch sind, mag man daraus ersehen, daß 
ein so tüchtiger kartographischer Systematiker wie Hermann Berghaus zuerst 
unter Niederung die obere (300 — 500'), unter Tiefland die untere Stufe (0 — 300') 
verstanden wissen wollte (Stielers Handatlas, Bergkarte von Deutschland, ent- 
worfen 1857), später alles Land von — 200 m als „Niederung", die Depression unter 
dem Meeresspiegel als Tiefland bezeichnete (Stielers Handatlas, Ausgabe von 1890, 
Bl. 4). — 14 ) S. die Zusammenstellung der wichtigsten Depressionen bei G. R. Cred- 
ner, Relictenseen (Erg.-Heft Nr. 86 zu Pet. Geogr. Mitt. 1887, 33, mit Karte 
1 : 135000000), und Penck, Morph. II, 237 ff. Vergl. auch Berghaus, Phys. 
Atlas, Taf. 19. — 15 ) Nach dem Nivellement von Fuß, Sawitsch und Sabler, 
1836—37, veröffentlicht v. F. W. G. Struve in Beschreibung der zur Ermittelung 
d. Höhenunterschiedes zwischen Schwarzem und Kaspischem Meere angestellten 
Messungen, Dorpat, 1849. — 16 ) Pet. Mitt, 1891, 126. — 17 ) J. Cvijic, Les crypto- 
depressions del'Europe (La Geographie V, 1902, 447 ff.); Halbfaß, in Globus (LXXIX, 
1901, 67); P. Stolpe, Les crvptodepressions de l'Europe septentr. (La Geographie 
XIX, 1909, 275). 



Buch II. Physikalische Geographie.— Kapitel II. Da- Pestland 

Hochland der Erde dar. Wii sprechen von einem Hochland von Tibet, von 
Bdivia, v.>n Peru, von Südafrika, von Dekan usw. in diesem allgemeinen 
sinne des Wortes 

Ind. ii i Rittet Hochländer und Gebirge Hanta der Hohe einzuteilen ver- 
suchte (-. u.!. ging er für beide — stillschweigend — von verschiedenem orientieren^ 
den Niveau aus; beim Hochlande \on einet Höhe, anter welche die tiefen) Ober- 

ostollon im .Mittel nicht herabsinken, beim Qebirge von der Hohe, über welche 

:tel die höchsten Gipfel oioht hinausragen. 

'• mehi sich die Oberfläche eines Hochlands dei Ebene nähert, um 

so mein wnd das eben bezeichnete Niveau mit dei mittleren Erhebung einer 
solchen ll.u heliene" ftbereinst i iiniii'ii • Innerhalb der hypsomet rischeii 
' ■•■ländefonneii spielt daher die Hoehehene eine wichtige 
Rolle. An ihrer Stelle wird man freilich in den meisten Fällen besser von 
einer Hochfläche sprechen, weil wirklieh ebene Flächen, wie sie z. B. im 
Gebirge "ft bei Hochtälern auftreten, zu den Seltenheiten gehören 18 ). 

Ichlich ist bis heute die genaue mittlere Höhe der meisten Hochflächen, 
über deren horizontalen Umriß man sich erst verständigen müßte, noch Un- 
bekannt. Alier bei jedem Flachboden reicht im allgemeinen schon ein einziger 
gut gewählter Höhenpunkl au-, um durch Abrundung seiner Höhenziffer 
nach oben oder unten, je nachdem der gewählte Punkt unter oder über dem 
mittleren Niveau zu liegen -eheint, eine annähernd zutreffende Mittelzahl zu 
erhalten. Zurzeit ist es nur gelungen, unter den Hochländern eine obere 
Stufe abzuscheiden, für die uns der Name von Hochplateaus geeignet 
scheint (statt mit ('. Ritter von Hochländern erster Klasse zu sprechen). Der 
Schwellenwert von 1500 m , der vielleicht besser durch 2000 m zu ersetzen ist, 
wird meist als untere Grenze für diese angenommen; die höchsten Hoch- 
plateaus dürften 5000'" und damit etwa die Lage der höchsten dauernd be- 
wohnten menschlichen Wohnsitze nur wenig übersteigen. Mehr Bedenken 
hat eine untere Grenze des ., Hochlandes" überhaupt erregt. Indessen ist 
festzuhalten, daß in kleinen Verhältnissen selbst Flächen von 3 — 400 ra Mittel- 
höhe .-!' -1. bereits als niedrige Plateaus aus der Plastik der Umgebung abheben 
osfeld, Atlas, Taf. 21). Fehlt somit der geeignete hypsometrische 

ingsname, so wird die Art der Hochfläche durch Anfügung einer Höhen- 
ziffer etwas näher gekennzeichnet. 

Für das Anfangsstudium empfiehlt es sich im hohen Grade, sich nach eigenem 
Ermessen eine Typenskala nach Art der nachfolgenden aufzustellen und in diese alle 
von d< r Karte abgelesenen und in der Mittelhöhe abgeschätzten Erhebungen ein- 
zureihen. Hier werden nur einige der bekanntesten Hochflächen nach ganz ab- 
gerondeten .Mittelhöhen zusammengestellt : 
Thüringer Hochfläche .... 300™ Kalahari (Südafrika) .... 1000m 

bsche Hochfläche . . 500 m Tarimbecken 1200 m 

Neukastilische Hochebene . . 600 m Ostafrikanisches Seenplateau. 1200 m 
Altkastilische Hochebene . . 700 m Das „große Becken" Nord- 
end von Kleinasien . . 1000"> amerücas 1500m 

Ab Hochplat i'nuv reihen -ich dieses an: 

Koloradoplateau 1800" 1 Hochfläche von Ecuador . . 3000 "> 

Hache von Mexiko . . . 2000 m Hochebene von Bolivia . . . 4000 m 

Arm« oiflehee Hochland . . . 2000 m Pamirhochland 4000 m 

Grönländisches Eisplateau . ." 2000 m Hochland von West-Tibet . . ">000 m 
Hochfläche von Abessinien . 2000 m 

»■) v. Richthofen, Führer, 680. 



§ 153. fföhenklassen. 383 

3. Mittel' und Hochgebirge. Den abstufender] Höhenniaßstab 
gibt t'i'n das Gebirge, wie schon angedeutet, die mittlere Höbe der durch die 
höchsten Gipfelpunkte gelegten Fläche. Solange mau diese nicht könnt oder 
nicht berechnet hat - was in bezug auf die Auswahl der zu berücksichtigen- 
den Gipfel meist mit Schwierigkeiten verknüpft ist. — ist man gezwungen, 
den Kulminationspunkt des Gebirges (oder einer Gebirgsgruppe) als 
den Vertreter jener Fläche anzusehen. Seine Höhe pflegt sich übrigens 
im allgemeinen nicht bedeutend vom Mittelniveau der Gipfel zu entfernen. 
Ritters Einteilung") in Hügel (1 — 2000' = 325 — 650 m ), niedrige Gebirge 
2 — 4000' = 650 — 1300 ra ), mittelhohe (4 — 6000' = 1300 — 2000 m ), Alpen- 
gebirge (6 — 10000' = 2000 — 3300 m ) und Riesengebirge (über 10000' = 
3300 ra ) hat sich nicht völlig erhalten, sondern hat der einfacheren Dreigliede- 
rung in Berg- und Hügelland, in Mittelgebirge und in Hochgebirge 
Platz gemacht. 

In den Höhenschichtenkarten bietet die 500 m -Linie eine zweckmäßige obere 
Grenze für das niedrigere Bcrgland mit Einschluß der niedrigen Hochflächen. Nur 
der Abrundung wegen hat man die Stufe beim Übergang vom Fußmaß ins metrische 
heruntergesetzt, da 2000 Par. F. = 649 ">. Auf englischen Karten entspricht die 
2ÖO0'-Höhenlinie (609 m ) etwas besser dem metrischen Schwellenwert (500 m). 

Eine schärfere ziffernmäßige Höhengrenze zwischen Mittel- und Hoch- 
gebirge gibt es dagegen nicht. Der Unterschied zwischen beiden erweist sich, 
wie wir später sehen werden, auch als ein solcher der Formen von Kamm- 
linien. Gipfeln. Tälern innerhalb der höheren Partien des Gebirges. Er ist 
wesentlich hervorgerufen durch die stärkere Arbeit der Atmosphärilien im 
Hochgebirge, die bei der Verschiedenheit der Breitenlagen nicht bei einer 
festbestimmten Höhenstufe beginnt. Vereinigen wir diesmal einen Überblick 
über die Höhentypen der Gebirge der Erde mit ihrer räumlichen Verteilung, 
so ergibt sich ein deutlicher Gegensatz zwischen den beiden von uns geschie- 
denen Regionen der Erde. 

4. Außerhalb der beiden großen Gebirgsgürtel der Erde 
(§ 127) zeigen die meisten Erhebungen (jetzt) Höhe und Eigenart 
der Mittelgebirge, während letztere Form selbstverständlich auch in den 
Vorbergen der Hochgebirge vorherrscht. 

Da solche Verberge sich von der Karte nicht so deutlich wie die isolierten 
Gebirge abheben, entnehmen wir die Höhentypen ausschließlich diesen letzteren: 
Mitteldeutsches Gebirge . . . 1000™ Französisches Hochland . . . 1900 m 

Riesengebirge 1600 m Alleghanies 2000 m 

Ural ". 1600m Australische Alpen 2200"' 

Auch wo die Erhebungen in jenen Gebieten vorwiegender Flachböden 
Hochgebirgscharakter annehmen, übersteigen sie selten die Höhe von 3000 m 
und merkwürdig oft tritt uns in weit entfernten Gegenden die Zahl von 2700 m 
als heutiger Kulminationspunkt entgegen. 

Skandinavisches Gebirge . . 2600 m Kardamum-Gebirge (Südindien) 2700»' 

Kastilisches Scheidegebirge' . 2600 m Madagaskar 2700 m 

Roraima (Guayana) 2700™ Libanon 3100 m 

Omatako (Südwest- Afrika) . 2700'» Katlamba-Gcb. (Südost-Afrika) 3300m 

19 ) O. Ritter, Die Erdkunde I. Berlin 1822, 74 und „Einleitung in die allg. 
vorgl. Geographie" us-w., Halle 1852. 83. 



Bvoh II. Physikahaohe Geographie. Kapitel II. Das Gastland. 

\\ die» 11. (heu beträchtlich überschritten werden> Ijaben wir es außer- 
halb der großen Qebirgsgürtel wohl ausschließlich mi1 isolierten Vulkan- 
gipfeln u tUB. 

,m Vergleioh) . . , &300™ Maunakea (Hawaii) 4200"» 

,,,n Tenerife 3700» Raa Dasohan (Habesoh) . . . 4600'» 

Erebua (Südpolarland) . . . 3800 Kenia (Ostafrika) 5600*" 

Kamerun berg 4100" Kilima-Ndeoharo (Ostafrika) . 6000«" 

Innerhalb dei großen Qebirgsgürtel tragen, wie angedeutet, 
Kahlreiche Partien auch den Charakter des Mittelgebirges, es bleiben aber 
«renige selbständige Gebirgszüge unter :>ooo m Gipfelhöhe. 

Karpaten 2700"" Sajanisohes Gebirge 3500™ 

Apennineo 3000«» Vulk. Sumatras, Javas, Japans 3700 ra 

Balkanhalbinsel (Olymp) • • 3000» Neuseeländische Alpen . . . 3800» 1 

- rra Nevada . . 3500« Altai") (?) 1600™ 

Alpenhöhe is1 typisch für die Kordilleren Nordamerikas: 

Sierra Nevada von Kalifornien 4500™ Felsengebirge (50° Br.) . . . 4900 1 » 
Alpon (Montblanc) 4800™ Neuguinea ( ?) 5000™ 

Eine höhere Stufe isi wiederum durch zahlreiche Vulkan gipf'el ver- 
treten, welche sich innerhalb der asiatischen oder amerikanischen Gebirgs- 
ketten erheben. 

Kaukasus 5600»' Vulk. Alaskas (Mt. M« Kinley) . 6200»' 

Eibursgebirge 5600 m j Anden v. Ecuador (Chiinborazo) 6300'» 

Vulkane Mexikos 5500 m i Anden von Bolivia 6500'» 

Colombische Anden (Tolima). 5600 m 1 Anden von Chile (Aeoncagua) 7000 m 

K- Btehl noch nichl lest, wie viele der 6000"' überschreitenden Gipfel 
Südamerikas «lern die Anden aufbauenden Grundgebirge angeboren, jeden- 
falls erreichen nur in Zentralasien die aufgefalteten Gebirge auf weitere Strecken 
die Höhe von 6000™, zahlreiche Kämme überschreiten 7<>i»o ,n und viele Gipfel 

Tienschan 21 ) 7200'» Westhimalaja (Karakorum-Geb.)8600™ 

Tibetanische Gebirgszüge .(?) 8000 m Osthimalaja 8800« 

Aus dieser Übersicht ergib! sich zugleich, daß eine zur Breitenlage in 
Beziehung stehende zonale Anordnung der Gebirgshöhen, wie man sie öfter 
hat aufstellen wollen 22 ), nicht besteht, sondern daß eine regionale maßgeben- 
de ist. Denn abgesehen von den Vulkanen, die sieb regellos in allen Breiten, 
im Tafelland und auf Gebirgskämmen zu bedeutenden Höhen aufgetürmt 
haben, sehen wir die höchsten Erhebungen ausschließlich innerhalb 
d.i beiden großen Faltenzonen der Erde. In der Auffaltung müssen 
wir daher von vornherein die größte gebirgsbildende Kraft erkennen. Die- 
selbe scheint aber — und dies ist die Hauptsache allein innerhalb dieser 

20 ) Sapodschnikow, in [swestija d. k. Iluss. geogr. GeseUsch. XXXV, 
J. — 21 ) Nach Merzbacher; die Russen nehmen 6800m an . — 22) Weil 
zufällig die höchsten Erhebungen in Asien zwischen 27° — 37° Br., also im Mittel 
auf 32" X. Br. liegen und der Einzclgipfel Aeoncagua in Südamerika auf 32° S. liegt, 
wird man doch kaum von einem Niveau der höchsten (Gipfel sprechen dürfen, das 
„vom Äquator I bis über die Parallele von 32° hinaus ansteigt und sich dann 

pohvärts senkt" (Pcnck, Morph, II, 32), denn die kaum verschiedenen höchsten 
Gipfel der Anden rorteüeo sich doch auf eine schmale meridionale Linie von 
00_32" S. Br. 



I 153. Eöhenklassen. — § l"» 4 - Die morphologischen Gattungen der Großformen. 385 

Gürtel sieh bis in die jüngeren Zeitalter in wiederholter Weise geltend gemacht 
zu haben. Die Aufrichtung zu Hochgebirgen hat für diese Gebirgszonen meist 
erst in mittel- und spättertiären Zeiten stattgefunden, wie sich am geologischen 
Bau der Schichten mit Sicherheit nachweisen läßt. Sie sind, obwohl in ihrer 
eisten Anlage vielfach uralt, dennoch als Hochgebirge jüngeren Alters. A.uch 
die Vulkane sind junge Gebilde. Andererseits erweisen sich alle üben auf- 
gezählten selbständigen Gebirge außerhalb der großen Gebirgs- 
gürtel (von denen keines die Höhe von 4000 m erreicht) als alte Bildungen 
im Sinne der Aufrichtung. Sie bestellen zumeist aus Ur- und ältestem Schich- 
tengestein, und die faltende Kraft ist frühzeitig erlahmt; große Brüche haben 
sie regionenweise wie z. B. in Mitteleuropa zertrümmert; und damit auch 
erniedrigt. Aber da dies nicht überall der Fall ist, die Wirkung von Briich- 
linieu sirli auch im jungen Faltengebirge in erheblichem Maße geltend gemacht 
hat, so können tektonische Vorgänge nicht allein für die Unterschiede der 
Höhe verantwortlich gemacht werden. Allerdings mag die Erstarkung der 
Ein 1 rinde im Laufe der geologischen Zeitalter und die Beschränkung des Raumes, 
in dem die Gebirgsauffaltung in jüngeren Zeitaltern tätig war, eine stärkere 
Wirkung an sich hervorgebracht haben als früher. Wie dem auch sei, es arbeitet 
vom Anbeginn der Erhebung die Denudation an der Wiederzerstörung, 
Abtragung und damit auch der Erniedrigung der Gebirge, der überall ver- 
breitete, von klimatischen Bedingungen wesentlich abhängige Faktor der 
Umbildung. Wenn es diesem nun bis jetzt nicht gelang, zahlreiche Gebirge 
und hohe Vulkane, wie so manche andere, die jetzt das Gewand eines Mittel- 
gebirges angenommen haben, zu erniedrigen oder zu vernichten, so bleibt 
die kürzere Dauer der Abtragung als entscheidender Grund übrig. Wir 
finden außerhalb der Zonen der großen Gebirge fastausschließlich 
alte Gebirge, weil hier keine Wiederauffaltung der Abtragung dauernd 
entgegengewirkt hat. 

Ausdrücklich muß betont werden, daß hier die Ausdrücke „alte und junge 
Gebirge" im erdgeschichtlichen (geologischen) Sinn gebraucht sind, da eine neuere 
Richtung der Geomorphologie sie im Grunde im entgegengesetzten Sinn anwendet. 
Denn wenn sie bildlich von Jugend und Alter der Geländeformen spricht, gelten 
ihr die Entwicklungszustände der spätem, der Gegenwart nähern Zeit als die des 
Alteis und umgekehrt die weiterzurückliegenden Anfangszustände als solche der 
Jugend (S. 389). 

§ 154. Die morphologischen Gattungen der Großiormcn. Hat ans 

bisher in der Hauptsache die geographische Karte, also die Ansicht der Erde 
von oben, geleitet, um die Geländeformen nach äußerer Erscheinung, Lage 
und Höhe in wenige Haupttypen zu scheiden, so bedarf es des geologischen 
Querschnittes durch jene Formen, sobald wir den inneren Bau mit zu 
Rate ziehen. Es ist die neue Entwickelungsphase der Erdkunde, die wir hier- 
mit betreten; sie gehört erst der zweiten Hälfte des vorigen Jahrhunderts an. 

Nach einer Seite hat freilich die wissenschaftliche Gebirgskunde schon seit 
ihren Anfängen im 17. Jahrh. dem Gebirgsbau Rechnung getragen, indem sie die 
Vulkane einer besonderen Betrachtung unterzog. Diese bildeten bis vor kurzem 
fast die einzige deutlich abgegliederte Klasse von Erhebungen als ein Erzeugnis 
von innen wirkender Kräfte. Da sich ihr Wirkungsbereich jedoch nur so weit aus- 
dehnt, als die aus dem Erdinnern herausbeförderten Massen zur Ablagerung ge- 



") Penck, Morph. 1. 199. 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 25 



Buch 11. Physikaüsohe Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

langen (5 K>*V bo nehmen sie im heutigen Antlitz der Erde an der Gebirgsbildung 
mir in untergeordneten Bfafie teil. 

Die Qauptgegensätze bei dei Bildung der Landformen sind oft berührt. 
I >ii- einen verraten in ihrer äußeren Erscheinung uoob deutliob den ursprüng- 
lichen Aufbau, dt'ii sie den endogenen Kräften verdanken. Die exogenen 
d rie nui oberflächlich, oft nur in der Form der äußeren Verzierung um- 
gemodelt. Man hat diese als tektonische oder Strukturformen ■•) be- 
■eichnet Ändere sind dagegen durch die von außen wirkenden Kräfte 
derart im äußeren umgestaltet, daß ihr ursprünglicher Hau erat durch .sorg- 
fältig- Studium erkannt werden kann, ja vielfach sind sie durch die aus 
räumende Tätigkeil derselben erst ins Leben gerufen, sie werden als De- 
ptruktionsformen oder Skulpturformen' 4 ) den ersten gegenübergestellt. 
Eine dritte Eüaase verdank! ihr Dasein überhaupt der Ausbreitung beweg- 
lichen Materials über die Eeste Unterlage der Erdrinde, sei es, daß dasselbe 
durch innere Vorgänge aus der Tiefe in beweglicher Form herausgeschafft 
wird (Vulkane), sei es, daß sie durch Aufschüttung trocknen Oberflächen 
materials entstanden sind. Aufgesetzte oder Aufschüttungsformen as ). 
Bei dem vielfachen Ineinandergreifen aller aufbauenden, zerstörenden, 
umlagernden Kräfte wollen wir im folgenden dennoch die Landformen nicht 
dieser Dreiteilung unterordnen, sondern die neuen morphologischen Gesichts- 
punkte den für ihre geographischen Wirkungen doch immer maßgebendem 
rlauptgegensatz von Gebirgen und Flachböden anpassen. 

1. Gebirge. Weitaus die meisten und bedeutendsten Gebirge der 
weiden in ihren Rohformen durch Verschiebungen der Erdkruste er- 

gl und können daher kurzweg als tektonische Gebirge bezeichnet 
werden. Als die beiden Hauptvorgänge der Tektonik lernten wir früher (§ 130) 
Faltung und Bruch, als die Ergebnisse die Falte und die Scholle kennen. 
Dementsprechend unterscheiden wir einerseits Faltungs- oder Falten- 
gebirge, andererseits Bruch- oder Schollengebirge, je nachdem einer 
jener Vorgänge das eigentlich Bestimmende für die heutige Gestaltung des 
Erdrindenstücks als einer deutlich ausgeprägten Vollform, als eines Gebirges 
ist. Beide tektonischen Vorgänge schließen sich in betreff der nämlichen 
Brdstelle keineswegs aus, und wir finden zahlreiche Gebirge, die ursprünglich 
Teile eine- Faltengebirges waren, durch die abtragenden Kräfte in beträcht- 
lichem Maße erniedrigt und wieder ausgeebnet, dann aber durch Brüche, 
lämjs welcher Vertikalverschiebungen der Schollen vor sich gingen, zu Land- 
erhebungen wieder erweckt sind. Gebirge von einer so wechselvollen Ge- 
schichte hat man Rumpfgebirge 26 ) genannt. Diese bilden also nicht etwa 
eine dritte Untergattung der tektonischen Gebirge, sondern bezeichnen nur 

spätere« Entwicklungsstadium von Falten- und Schollengebirgen (§ 162). 
Diesen tektonischen setzen wir die durch Aufschüttung erzeugten 
oder aufgesetzten Gebirge gegenüber, deren Hauptklasse die Vulkane 
sind. Die letzteren wetteifern mit den tektonischen Gebirgen, besonders den 
Faltungsgebirgen, rücksichtlieh der Höhe der von ihnen geschaffenen Berg- 
formen (S. 381), können auch nicht unbedeutende vulkanische Gebirge (Aus- 
bruchsgebirge* 7 ) erzeugen; räumlich stehen diese aber doch gegen die 

genannten Mark zurück. Andererseits bringt es der Wind in den Dünen, 
luingen es dir- Gletscher in der Moränenlandschaft nur zur Bildung von 

Bnpan, Grundzüge 1896, 340. — -•') v. Richthofen, Führer 653. — 



§ 154. Die morphologischen Gattungen der GroBformen. 387 

Hügeln, und auch die Korallenbauten, welche so manche unterseeischen 
Erhöhungen krönen, treten in ihren Wirkungen zurück. Jedenfalls kann man 
vom morphologischen Standpunkt aus die soeben genannten Arten von Ge- 
birgen als aufgesetzte Hügel oder Gebirge (Akkumulationsgebirge) 
bezeichnen, insofern sie sich auf einem Teil der Erdrinde mittels mehr oder 
weniger fremdartigen Materials von außen her aufbauen (vergl. § 159). 

Eine dritte Gattung von Unebenheiten ist dadurch entstanden, daß 
in ein Tafelland durch Abspülung in Verbindung mit der Erosion durch fließende 
Gewässer Stufen und Hohlformen eingeschnitten und eingegraben werden. 
Je tiefer und breiter diese werden, um so mehr wachsen die Höhenunterschiede; 
andererseits verwandeln sich die zwischen den Tälern gelegenen Partien in 
Kücken- und Kammgebirge," ja lösen sich endlich in Inselberge und Einzel- 
gipfel auf. So wird ein Tafelland schließlich ein richtiges Gebirgsland, ein 
Erosionsgebirge 28 ). 

2. Nicht weniger mannigfaltig ist die Bildung der ebenen Land- 
flächen, eine Erkenntnis, die weit später als beim Gebirge zum Bewußtsein 
der Geographen gekommen ist, wie denn überhaupt die Ebenen in der älteren 
Urographie selten näher berührt wurden. Von ursprünglichen Flach- 
böden kann man sprechen, wenn vom Meer entblößtes flachgelagertes Schich- 
tengestein unmittelbar an die Oberfläche tritt, ohne daß die Atmosphärilien 
bereits stark umgestaltend auf sie eingewirkt haben. Weit verbreiteter ist 
jedoch die Bildung von Flachböden durch Ausebnung felsiger Unterlage 
(Ausgleichungs-Ebenen). Zwei Fälle sind hier denkbar. Entweder wer- 
den die vorhandenen Unebenheiten des Bodens durch lockeres, aufgeschütte- 
tes, von Wind und Wasser herbeigeschafftes Material verhüllt, beziehungs- 
weise ganz mit einer erstarrenden flachen Decke eruptiven Gesteins über« 
gössen. Man kann sie als aufgeschüttete oder aufgelagerte 29 ) (Akku- 
mulations-) Ebenen zusammenfassen. Oder wir haben das Endergebnis 
einer alle Unebenheiten allmählich abtragenden Tätigkeit denudierender 
Kräfte vor uns, durch welche selbst ganze Gebirge vom Erdboden wieder 
verschwinden können. Die innere Struktur des nunmehr abgeflachten Bodens 
wird hierbei mehr oder weniger zutage treten und durch die verschiedene 
Härte und Widerstandsfähigkeit der bloßgelegten Gesteine die Ausebnung 
im strengsten Sinn erschweren. Diese Gebilde kann man mit einem deutschen 
Ausdruck Rumpf flächen 30 ) nennen (§ 158); die Amerikaner sprechen 
von Peneplains (Fastebenen [s. u.]). 

Es geht aus dieser kurzen Übersicht bereits hervor, wie wechselvoll 
die Entwicklung der meisten heutigen Landformen selbst seit der jüngeren 
Tertiärzeit war, in der die groben Züge des Erdantlitzes den gegenwärtigen 
schon einigermaßen glichen. Wenn einzelne Landschaften seit undenklichen 
Zeiten nur geringe äußere Veränderungen erlitten, so finden sich andere, die 
nicht entfernt mehr das Ansehen verraten, das sie hatten, als sie, aus der 
Hand der Tektonik hervorgegangen, zuerst der Wirkung exogener Kräfte 
ausgesetzt wurden. Im Erosionsgebirge — um nur die äußersten Fälle heraus- 
zunehmen — , sehen wir Ebenen zu Gebilden, in der Rumpffläche umgekehrt 
vielgestaltete orographische Formen in Ebenheiten umgewandelt. 

28 ) v. Richthofen, Führer 683. — 29 ) Supan nennt sie „aufgesetzte" 
Ebenen. — 30 ) v. Richthofen, Abschn. Geologie in Neumayers Anleitung z. wiss. 
Beob. auf Reisen I, 1905, 255. Der Name Rumpf flächen ist jedoch älter. 

25* 



Buch II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

Mit Vorliebe widmei sich die neuere Morphologie der schwierigen Auf- 
gabe, den Verlauf dieser Qmwandlungsvorgänge bei den einzelnen Land- 
formen su erforschen. Wir verzichten Qaoh der ausführlicheren Behandlung 
der von den innern Kräften ausgehenden Umgestaltung dei Brdrinde auf 
eine systematisch durchgeführte Anwendung der gewonnenen Anschauungen 
über die Entstehung dei Oberflächenformen, d. h. auf den Versuch einer ge- 
netischen Systematik derselben, die erst <lie Zukunft uns bringen kann, son- 
dern heben nur * 1 i * ■ wichtigsten Typen heraus. Zuvor verweile.) wir jedoch 
bei demjenigen dei neuem Versuche, <ü'' Aufgabe durch eine besondere L 
smethode zu lösen, welcher als ebenso große Errungenschaft begrüßt, 
wie in ihrem Schematismus bei der Anwendung bekämpft ward. Manche 
dei dabei geprägten Kunstausdrüoke baben in dfe neuere geographische Lite- 
ratur Eingang gefunden. 

$ i.v». Her geographische Zyklus"). Es handelt sich um die Lehre 
vom geographischen (besser morphologischen) Zyklus. Ihre Ver- 
kündigei suchen in der Entwicklung dei gegenwärtigen Landformen, wie 

immer sie äußerlich gestaltet sein mögen, gewisse sieb wiederholende Kreis- 
laufe von Vorgängen nachzuweisen, die sich mit größerer oder geringerer 
Gleichmäßigkeit abspielen. Man geht dabei rein auf deduktivem Wege von 
Urformen oder ursprünglichen Zuständen einer Landschaft oder einer Ein- 
zelform au-, die freilich nicht bekannt sind, daher zunächst theoretisch an- 
genommen werden müssen. Man sucht sie im Rohbau der Erdoberfläche, 
wie er durch endogene Kräfte hervorgerufen ist. Im Grunde gibt es danach 
ursprüngliche Formen nur von dem Zeitpunkte ab, wo das Erdrindenstück, 
dem sie aufliegen, aus der Meeresbedeckung, die es bisher gegen äußere An- 
griffe schützte, hervorgetaucht ist. gleichviel welche langen sonstigen Schick- 
aale die Erdstelle schon durchgemacht haben muß. Das Bild einer all- 
mählich vom Meer entblößten Küstenebene kann solchen ursprünglichen 
Zustand am ehesten veranschaulichen und pflegt daher gern von den neuein 
Iforphologen zum Ausgangspunkt ihrer theoretischen Betrachtungen heran- 
gen zu werden. Doch gelten ihnen ebenso einfach verbogene Oberflächen- 
Stücke, wie Schwellen und Senken. Bergrücken usw. als Urformen. Welches 
aussehen werden diese nun nehmen, sobald sie den Angriffen von Wind und 
Wetter oder, je nach dem vorherrschenden Klima, der Einwirkung der im 
Einzelfall maßgebenden Abtragungsfaktoren ausgesetzt sind j Auf die je- 
weiligen Zustandsbeschreibungen kommt es an. 

Da unter den exogenen Kräften - - zum wenigsten im feuchten Klima 
das fließende Wasser als das wichtigste Agens für Abtragung und Wieder- 
ahlagerung gelten kann, so spricht man von einem (fluviatilen) Erosions- 
zyklus als dem normalen - ' 1 -), wogegen dann auch ein mariner oder in 
andern Kliniaten ein arider und ein glazialer Zyklus unterschieden wird. 
[n den einzelnen Stadien der Entwicklung werden bei ungestörtem Verlauf 
dieselben Kräfte den einförmigen Zügen der Urformen ein immer reicheres 
Relief aufprägen können. Dann aher sehließt sich unmittelbar die Periode 

■ ] > W. .M. Davia ..The geogr. Cycle" (The Geogr. Journ. London XIV. 1809, 

481— 604. Verl,. VII. Internat. Geogr. Kongr. Berlin 1899, II 221—31); Davis» 

h erklärende Beschreibung d. Landformen'*, deutsch v. Kühl, Leipzig 1912; G. 

Braun, Grtmdz. d. Physiogeogr. (2. Aufl. II 1915). — 32 ) Warum nicht auch 

durch andere Kriift-- hervorgetretenen Zyklen normalen Verlauf haben sollen, 

mi ersichtlich. 



jj 155. Der geographische Zyklus. 389 

an, in der durch fortgesetzte Abtragung der Gesteinsmaterialien in den hohem 
und Ablagerung in den tiefein Regionen sich eine immer größere Ausgleichung 
der Gestalten vollzieht, bis endlich nach Herstellung einer einförmigen Rumpf- 
fläche oder einer Peneplain das Endziel aller Erosion erreicht ist. Damit 
ist dann ein erster theoretischer Zyklus geschlossen. Die erosiven oder sonstwie 
umlagernden Kräfte sind erlahmt. 

Ein neuer Zyklus kann für die nämliche eingeebnete Erdstelle nur be- 
ginnen, wenn sie durch tektonische Vorgänge irgendwelcher Art verbogen, 
im Ganzen oder in einzelnen Teilen durch Hebungen oder Senkungen in ver- 
schiedenes Niveau gebracht wird, so daß die erosive Tätigkeit der At- 
mosphärilien wieder einsetzen kann und die exogenen Kräfte erneute An- 
griffspunkte erhalten. Selbstverständlich müssen solche störenden Vorgänge 
auch während des Verlaufs eines jeden Zyklus als möglich vorausgesetzt 
werden, die dann die Arbeit der äußern Agentien unterbrechen und die Er- 
reichung der einzelnen Stadien verzögern. 

Der ausgesprochene Zweck dieser Arbeitsmethode, die für die Lehre 
sicher eine größere Berechtigung hat, als für die Forschung, ist nun, für eine 
erklärende Beschreibung der Landformen kurze bezeichnende Aus- 
drücke zu gewinnen, welche im Hörer und Leser sofort eine Vorstellung von 
dem jeweiligen morphologischen Zustand, d. h. vom äußern Bilde der Land- 
schaft erwecken. 

Indem man den Zyklus mit dem Lebensgang organischer Wesen von 
der Jugend bis zum Greisenalter und Tod verglich und die einzelnen Ent- 
wicklungsstadien als jung, unreif, reif, alt oder greisenhaft bezeich- 
nete, dient es. wie angedeutet (S. 385), nicht zur Klarheit, die gleichen Aus- 
drücke jung und alt im entgegengesetzten Sinn, wie in erdgeschichtlichen 
angewendet zu sehen. Man hat daher für die nämlichen Zustände die Namen 
Unreife, Frühreife, Vollreife, Überreife 33 ) in Vorschlag gebracht. 

Zur Erläuterung des dargelegten Grundgedankens dieser Zykien- 
theurie sei einer der einfachsten Fälle aus dem Bereich der fluviatilen Zyklen 
ausgewählt. Am Fuß eines ins Meer tauchenden schon zerteilten Altlandes 
werde eine mehr und mehr an Breite und Neigung gewinnende Küstenebene 
etwa durch negative Strandverschiebung vom Wasser entblößt. Aus den 
Tälern des in ihrem Hintergrunde liegenden Altlandes treten die Flüsse von- 
einander getrennt auf die noch völlig einförmige Ebene. Solange sie als kon- 
sequente 34 ), d. h. der Abdachung entlang ziehende Adern unmittelbar 
dem Meere zueilen, befindet sich die Ebene im Jugendzustand. Die Flüsse 
graben sich allmählich immer tiefer ein, je größer die Neigung ist, und bilden 
rasch dahinschießend steilwandige Furchentäler. Dagegen werden die zwischen 
ihnen liegenden Teile der Ebene — die sog. Riedel — ■ noch kaum zerschnitten, 
da sie nur durch unbedeutende Bäche entwässert werden. Das Talnetz ist 



33 ) Supan, Grundzüge 1911. 470; 1916, 477. — 34 ) Unter den von Davis 
eingeführten Ausdrücken (The Rivers and Valleys of Pennsylvania, Nat. Geogr. 
Mag. I 1889, 1 — 71) ist irn Grunde nur die Konsequenz, d. h. dem Gehänge folgend 
einigermaßen verständlich. Insequenz soll einen Verlauf in beliebiger Richtung 
besagen. Daß die subsequenten Flüsse die weichern Gesteinspartien längs einer 
widerstandreichem Schicht aufsuchen, liegt allerdings auch nicht im Wort. Die ver- 
schiedenen Versuche der Verdeutschung Davis'scher Bezeichnungen haben zu keinem 
Ergebnis geführt. Vergl. die Diskussion von Krümmel u. Davis im Geogr. An- 
zeiger 1910, 10, 121 u. 196, sowie Passarge in Physiol. Morph. 1912, 21; Supan, 
Grundzüge 1916, 562. Penck nennt konsequente Vorgänge „Folgeerscheinungen", 
subsequente „Nachfolge zustände". 



Buoh II. Phyakattsohe Geographie. - Kapitel II. Das Festland. 

aodh unausgebüdet, die Höhenunterschiede Bind noch gering, die etwa 
wechselnde innere Struktur des Bodens macht aich noch kaum geltend. San- 
delt ea sich für die Urform um gewölbte Blachen, <lic ähnlich vom Meere ent- 
blößt weiden, odei um gestreckte Bergrücken, bo wird in diesem Jugend- 
instand die breite örwasserscheide noch kaum . i mlh lii i t Ten sein. 

Je mehr aber die ESrosion rückwärts fortschreitet, die konsequenten 
Flüsse ihr Bet1 auszugleichen beginnen, die Talwände durch Abspülung und 
Rutschungen des Erdreichs ihre Steilheit verlieren und Euruckweiohen, und 
die Gliedei ung auch auf die Riedel übergreift, am bo mein' t ritt die Landschaft 

in dafl Stadium der Reife. Tndem die Erosion die weichem Teile der Riedel 

mehr angreift, bilden -ich auf den Riedeln längs der widerstandsfähigen Par- 
tien Bubsequente Seitentäler, die die Stammtälet mehr odei wenige] recht- 
winklig oder in spitzen Winkeln treffen. Und wiedei rufen die subsequenten 
Flusse beiderseits ein System von Zuflüssen dritter Ordnung hervor, welche 
den konsequenten Ädern annähernd parallel laufen, und zwar resequent, 
wenn in der Richtung der Eauptabdachung, obsequent. wenn in entgegen- 

Richtuim oder der Schichtenneigung entgegen verlaufend. So geht 
e< fori in der Zergliederung und Zerscheidung der Riedel. Kurz die Tal- 
dichte iiiimiit mehr und mehr zu und diese gilt als das Hauptanzeichen 
de- Reifestadiums, das sich daher auch von Spezialkarten unmittelbar 
ablesen läßt. Die Wasserscheiden werden zugleich verschmälert und er- 
niedrigt, die Höhenunterschiede wachsen, das Gesamtrelief wird mannig- 
faltiger, das Talnet/, paßt sich dem geologischen Grundbau, der deutlicher 
herausgearbeitel wird, enger an. 

Dieser Höhepunkt der Vollreife wird überschritten, sobald die Erosions- 
ki aft durch eine größere Ausgleichung der Gefällskurve der strömenden 

mehr und mehr erlahmt, die Täler in ihrem Unterlauf erhöht wer- 
den, die Seitenerosion sie verbreitert und die Gewässer trägen Laufes in 
Schlingen dahinfließen. Auch die Seitenflüsse nagen teilweise die Wasser- 
Bcheiden durch, zapfen die Nachbartäler an, so daß auch die konsequent 
angelegten Flüsse ihr Flußgebiet erweitern. Alles dient dazu, das Land zu 
erniedrigen, bis das Relief zu stumpfer Formlosigkeit ausgeglichen ist oder 
zur Fastebene (Peneplain). Das Stadium des Alters ist erreicht und 
der Erosionszyklus ist vollendet. 

Der sich erneuernde Zyklus, wie angedeutet, durch Hebung oder Ver- 
legung der Fastebene bedingt, findet im allgemeinen einen bunter zusammen- 
gesetzten Boden für die Wiederbelebung der Erosion vor, da der vorangebende 
Zyklus die innere Struktur desselben erst bloßgelegt hat. 

his Hauptbedenken gegen diese Methode liegt in der Schwierigkeit die Ur- 
formen des Reliefs, auf denen sich alles Weitere aufbaut, mit einiger Sicherheit fest- 
zustellen. Die Anhänger der neuen Richtung gehen bei der Konstruktion einstiger 
Rumpfflächen und Peaeplains aus wenigen Anzeichen mit ebenso großer Kühnheit 
vor, wie mit der Annahme vermeintlicher gewaltiger Hebungen und Senkungen 
ganzer Gebirgsmaasive und deren erneuter Abtragung in verhältnismäßig kurzer 
Zeit. Dae isl im 1k.- sondern Maße bei dem Verlangen der Fall, eine Peneplain könne 
nur in Meereshöhe entstehen. 

§ 156. Die jungen Ebenen. Im Grunde sind alle ebenen Landflächen 
der Erde aufgeschüttete Flachböden, insofern sich über sie eine Schicht 
lockern Erdreichs durch Verwitterung, Anschwemmung, Windablagerung 
ausbreitet, die vermöge der ebenen Oberfläche der Wiederabwaschung oder 



§ 166. Di<- jungen Ebenen. 391 

-Abtragung entgangen ist. Diesem Gedanken könnte ein Blick auf die Karte 
der Verbreitung verschiedener Bodenarten (§ 149) in der Tat Vorschub leisten. 
Indessen wo diese lockere Schicht, wie dies nicht selten der Fall ist, so dünn und 
lückenhaft ausgebreitet ist, daß überall das darunter liegende Gestein zutage 
tritt, und die Einzelform der Unterlage durchblickt, wird man vorziehen, 
das Flachland nach dieser letzteren zu kennzeichnen. 

1. Die ebenste Oberfläche hat unter den aufgeschütteten Ebenen 
das ausgefüllte Se ehe c ken , in Landsenken mehr aus feingeschichtetem Material 
aufgebaut, in Tälern horizontale Stufen bildend, mit gröberem Geröll am 
Rande (S. 337). Diesen Ebenen begegnen wir indessen fast ausschließlich 
unter den Kleinformen des Geländes wie innerhalb größerer Talzüge, in denen 
die erneut einschneidende Erosion die Trockenlegung bewirkt hat. 

2. In ungleich größerer Ausdehnung tritt die eigentliche Ebene als 
Stromflachland 35 ) auf. Die äußerst flachen Schwemmkegel der Deltas 
sind schon früher skizziert (§ 145, 1). Kleine Stromebenen finden sich in allen 
Talzügen ohne Rücksicht auf die Höhe, sobald sich das Tal erweitert und das 
Gefäll gering wird. Tektonische Vorgänge zeichnen zwischen den Gebirgen 
hier und da die Umrisse für Stromflachländer schärfer vor. 

So ist die Grabensenke der oberrheinischen Tiefebene jetzt als ein Strom- 
flachland anzusehen, da der Rhein mit seinen Schottern und Sanden die tertiären 
Meeres- und Binnenseeablagerungen jener Landsenke fast völlig überdeckt hat. 

Die großen Stromebenen gehören dem Tiefland der Erde an, da hier 
dem Stromgefäll dauernd ein Ziel gesetzt ist. Sie stellen Ebenen von äußerst 
flacher Abdachung dar, die Flüsse fließen daher nicht selten auf selbstgebauten 
Dämmen, als sog. Dammflüsse (S. 354), über sie hinweg, so daß Deichbauten 
die angrenzenden Gebiete schützen müssen. Jedes Hochwasser ergießt sich 
sonst über die Ufer hinweg und läßt Stromseen oder Sumpf niederungen 
als begleitende Erscheinungen zurück. 

Diese letzteren sind es, welche das echte Stromflachland auf der Landkarte 
leicht erkennen lassen. Sie finden sich z. B. in der Ungarischen Tiefebene, deut- 
licher noch längs der runicänischen Donau (Atlas, Taf. 25), am Mississippi unterhalb 
der Aufnahme des Ohio (Taf. 43), und mächtig entwickelt am untern Jang-tse-kiang 
(Taf. 38). Echte Stromflachländer sind die Randsenken im Gebiet des Eurasischen 
Gebirgsgürtels wie die Po-Ebene, die Hindostanische, ebenso die chinesische Tief- 
ebene; in diesen hat man die Flußalluvionen mit Bohrungen von 2 — 300 m noch nicht 
durchsenkt. Da man mit solchen Tiefen nicht unbedeutend unter den Meeresspiegel 
gelangt, ist anzunehmen, daß Senkung und Aufschüttung annähernd gleichen Schritt 
gehalten haben. Von den großen Stromebenen Südamerikas wird man wohl nur das 
Amazonasbecken als ein Stromflachland ansprechen können, da im Orinoko- und 
Laplata- Gebiet die Flußanschwemmungen nur eine zarte Schicht über ältere Bil- 
dungen ausgebreitet haben. 

3. Die Ebene tritt uns ferner längs der Meeresküsten in ausgeprägter 
Form entgegen, teils freilich nur als äußerst schmaler Saum, teils als sanft 
sich ins Meer abdachende Fläche. Jener Saum ist meist das unmittelbare 
Erzeugnis der Meeresanschwemmung, jede negative Strandverschiebung 
(§ 135) wird ihn verbreitern und so ein marines Flachland 36 ) entstehen 
lassen. 



35 ) v. Richthofen, Führer 682. — 3 «) v. Richthofen, Führer 679; 
Supan nennt sie angefügte Ebenen. 



Buch II. Physikalische Geopraphie. Kapitel II. Das Festland 

Us ein solches isl die soil der Tertiärzeil sioh ständig vergrößernde, rein aus 
Schwemmland bestehende Ebene erkannt, welohe die bereinigten Staaten längs 
des Atlantik, heu Ozeans und des Golfes von Mexiko in wechselnde] Breite umsäumt 
S 894 Ebenso ist Kordrußland l>is etwa zur uördrussischen Landhöhe 

i \tl uach dei Biszeil vom Meere iiberflutel gewesen, wodurch die Spuren 

«In letzteren verwischl und sandige Tone zur Ablagerung gelang! sind, wogegen 
während d eine ähnliohe Transgression vom KLaspischen Meer ausgehend 

stlichc Rußland bis zur Kamaquelle hin bedeckt 

l Wenden wir uns den Binnengebieten, den trockenen Steppen- 
ländern dei Erde «u, bo erweisen sich in diesen ofl weite ebene Gelände durch 
«len salsdurch tränkten Boden als Sohle ehemaliger Salzseen, welche 
durch die Verdunstung trocken gelegl sind (Seehoden oder Hache Wannen). 

In der Aralokaspischen Senke, die man im Ganzen als marines Flachland 
ahnen konnte, versohwinderi solche Sern uooh untei unseren Augen. Deut- 
lichere CJferterrassen umkränzen die ebene Sohle ehemaliger Hinnenseen im großen 
n Nordamerikas, wie ein solcher sich im Vf des Großen Salzsees (Atlas, Tai. 4.*{) 
ausbreitete*'), als dosen Reatgebiel letzterer anzusehen ist. 

5. Tu dej Mehrzahl dei geschilderten Fälle handelt es sich im Grunde 

Qui um mäßige Umgestaltungen bereits flachen, mehr oder weniger ebenen 

ens. Ahnliches gilt von den Dachen Qberschüttungen einer Korallen- 

insel mit dein Korallensand, dei aich mir wenige Meter iiher den Meeres 

-'1 erhebt. Anders steht es mit der Ausfüllung mächtiger Land- 
senken ,0 ) durch den äolischen Staub, besonders den Löß, in den trockenen 
rlontinentalgebieten. Hierdurch sind /.. B. zahlreiche breite und viele hundert 
Uetei tiefe Mulden zwischen den zentralasiatischen Höhenzügen in flache 
Senken verwandelt, wenn ihnen auch die Schuttablagerungen der (Jehirgs- 
Ufisse, ohne daß größere Ströme sie dem Meere zuführen konnten und viel- 
fach tertiäre Seenablagerungen, die man in bedeutender Mächtigkeit nacli- 
gewiesen hat. vorgearbeitel haben "). Wie hier ein Faltenland, so finden sich 
e benso Schollenländer durch Aufschüttung in Flachländer verwandelt, die 
kaum ahnen lassen, wie uneben die felsige Unterlage ist. Als anstehendes 
■in und kleine Gesteinsinseln ragen die höchsten Partien der letzteren 
Wohl au- dem lockeren Material, mit dein sie liedeckt sind, hervor. 

eigen im- /.. \\. im Korddeutschen Flachland (Atlas. Taf. 14) Bohrungen. 
daß Niveauunterschiede des Schichtenbaues von 100™ and mehr durch die glaziale 

Decke \> rwiacht sind. Eine \olli<_re Ebene ist allerdings in diesem Fall nur im nord- 
westlichen Deutschland entstanden, wo manche Einsenkungen auch allmählich 
durch Torf- und Moorbildungen ausgefüllt sind. 

| 167. BeWchtungs-TafeUander 42 ). Entgegen diesen jungen, mit 
lockerem Material aberlagerten Flachböden und Ebenen bestehen andere 
au- flachgelagerten und verfestigten Schichtengesteinen meist 

Tb Lafayetteformation (XII. Ann. Rep I'. 8. GeoL Survey, 
. 1891; 8. I.. j. Tat. :;s: totäL Pet. .Mitt. 1888. LH. 428). — 38 ) Nach Tscher- 
nyschew, (Pet. Mitt. 1893, LB. 709). — 39 ) S. du- Ausdehnung des eh. •mal. 
Bonnerrille- See* uach Gilbert in Berghaus Phya Atlas, Taf. 18, 1 : 5 Mill. — 
Richthofen, 683, nennt sie Flachböden atmosphärischer Aufschüttung; 
Penck (II 252): Wannengebiete äolischer Akkumulation; Supan (1896. \\'\. 
1916, «Uli: ausgefüllte Landsenken; S. Passarge (PhysioL Morph., 201) äolische 
AufschüttungBlandschaften. — - tt ) v. Richthofen, China II. 369; s. die Abbildung 
dei Lößmulden bei Supan (a a, 0.). - '*) v. Richthofen, Fuhrer 679. 



S l.">7. Schichtungs-Tafelländer. -§ 158. Etumpfflächen u. Verebnungaflächen. 393 

älteren Ursprungs. Man beschränkt daher im Gebiet der Morphologie gern 
den Begriff des Tafellandes auf die Landstriche mit mehr oder weniger 
\\ agerechtem Schichtenbau. Diesem gehören die ausgedehntesten Flach- 
böden der Erde an. Solche Tafelländer sind übrigens im allgemeinen nicht 
das Erzeugnis nur einer Periode der Erdgeschichte, sondern haben sich häufig 
durch erneute Transgressionen erhöht und erweitert, so daß sie auf geolo- 
gischen Kalten ein viel unruhigeres Bild abzugeben pflegen, als auf der oro- 
graphischen. 

Als niedriges Flachland mit ausgedehnten Bodenschwellen erweist sich die 
große Russische Tafel 43 ) von Polen las zur Wolga, vom Finnischen Busen bis 
zum Schwarzen Meer reichend. Hier sind Schichten fast aller Zeitalter vom Silur 
an flach übereinander gelagert; nur an wenigen Stellen gestört, erhebt die Tafel 
sich im .Mittel nicht 200 m über das Meer und ist, im Norden von einer nicht sehr 
mächtigen Decke glazialen Schuttes, im Süden von einer noch dünneren Schicht 
der Schwarzerde überlagert. — Das Tafelland im oben beschriebenen Sinne herrscht 
durchaus vor in der großen Wüstentafel, in Südafrika, auch im Dekan. In 
Nordamerika zieht sich das niedrige Mississippi-Tafelland, aus paläozoischen, 
vorwiegend karbonischen Flachschichten gebildet, über den größten Teil jenes Fluß- 
gebietes hin 41 ). Langsam von 300 — 400™ an den Rändern nach der Mitte zu sich 
senkend, geht es im W unmerklich in das schräggestellte Tafelland der großen 
Ebenen (Plains) über. Dieses letztere — - eine Kreidetafel etwa bei der 500 m Iso- 
hypse beginnend (Atlas, Tai. 42) — steigt gegen Westen allmählich bis auf 16 — 1800 m 
empor, von den Strömen in breiten und tiefen Rinnsalen durchschnitten. 

Ungleich seltener als von Schichtengesteinen werden Tafelländer von 
Decken eruptiver Gesteine gebildet. Man hat sie als Ubergußtafelländer 45 ) 
bezeichnet. 

Mit allen Merkmalen ausgedehnter Tafelländer treten solche nur in Nord- 
amerika und in Vorderindien auf (vergl. S. 315). Dort sind es Lavadecken, die sich 
im Gebiet des Schlangenflusses und des Kolumbia horizontal ausbreiten und z. T. 
echte Ebenen bilden (Kolumbia-Ebene, Atlas, Taf. 43). Den ganzen Nordwesten 
Dekans nehmen dagegen Decken von festem Trapp ein (Plateau von Malva. 
Atl.. Taf. 38). 

§ 15S. Rumpfflächen und Verebnungsflächen 46 ). Eine dritte Gattung 
von Flachböden führt ihre Entstehung auf das Endergebnis der Abtragung 
früherer Unebenheiten zurück. Der Name einer Kumpffläche, obwohl 
erst neuem Ursprungs, und auch nicht für alle ähnlichen Gebilde geeignet, 
hat sich rasch eingebürgert. Noch vor erwachender Erkenntnis des Wesens 
einer solchen erscheinen sie als Platten in der geographischen Kunstsprache, 
ein Name für mehr oder weniger geschlossene, sehr ausgeglichene, doch ein 
wenig über ihre weitere Umgebung erhabene Landflächen. Als die neuere 
Morphologie nach den Ursachen der Verebnung solcher vielfach aus einem 
Wechsel weicherer und widerstandsfähigerer Gesteine zusammengesetzten 

43 ) E. Sueß, Antlitz der Erde I, 1883, 240. Andere erbbeken im russischen 
Flachland kerne Tafel im obigen Sinn, sondern eine Verebnungsf lache. S. S. 395. 
— 44 ) Wenn früher (S. 368) gesagt war, daß durch die Faltung des Appalachian- 
Bystems auch das westlich davon gelegene Flachland beherrscht werde, und hier von 
Flachschichtung gesprochen wird, so erklärt' sich dies daraus, daß sich die Falten- 
sättel westlich dW AUeghanies migemem verflachen (Sueß, 1,717). — 45 ) v. Rieht - 

hofen, 682. — 46 ) S. bes. A. Hettner. Rumpfflächen und Pseudorumpfflächen 

(G. Zeitschr. XIX, 1913, 186, 202). 



Buoh II. Physikalische Geographie. - Kapitel II. I>.i- Pestland. 

: forschen begann, grifJ Bie lunächs! zur Abtragung durch die Bran- 
dungswelle und nannte Bie (marine) Abrasionsflächen* 7 ). Der Vorgang, 
der unzweifelhaft an zahlreichen Küsten ebene Strandterrassen erzeug! (S. 351), 
vrard alsbald für die Abhobelung ganzei I rebirgsmassen in Anspruch genommen. 
Dabei erregte Ereilich d.i< Fehlen von Bfeeressedimenten oder Bückstanden, 
die das Meer herbeiführl (Muschelbänke u>w .) aui manchen der als ausgedehnte 
Ibraaionsflächen gedeuteten Plachböden Bedenken. Je mehr man die fest- 
ländische Abtragung 4 ') durch die vereinten Kräfte der Abspülung, Ar* 
Bodenflusses, der fließenden Gewässer, des Windes und der Gletscher in ihrer 
großartigen Gesamtwirkung erkannte, um bo mein tral diese für Herstellung 
von Rumpfflächen in den Vordergrund. Freilich bietel der Mechanismus der 
Abtragung auch der Letzten Unebenheiten, wenn <1 i<- Hauptkräfte infolge der 
fortgeschrittenen Abflachung aller Gehänge gänzlich erlahmen, noch Schwie- 
rigkeit. An Stelle der Abrasionsfläche, die für gewisse Fälle ihre Berechtigung 
behält, tauchf nun '^'' Name einer Peneplain**) oder Fastebene auf. 
In diesem wird allerdings nichts über den jeweiligen Abtragungsvorgang 

_•!. er deutel nur an, daß man es im Grunde nicht mil einer bo vollen Be- 
seitigung aller Unebenheiten, wie etwa im Stromflaclilandj zu tun hat, da die 
Widerstandsfähigkeit mancher ("festeine sich auch an stark abgeflachtem 
Gelände noch geltend macht. Der Name einer Gleichgewichtsfläche 50 ) 
-..11 besagen, daß Abtragung und Ablagerung im fraglichen Gebiet zum vollen 

gleich gekommen Bind, der einer Verebnungsfläche erscheint besser 
für eine besondere Abart der Fastebenen vorbehalten (s. u.). 

Als eigentliche Rumpfflächen- oder Rumpfebenen wären hier- 
nach — da- eben liegl in dem Namen — diejenigen Ebenheiten zu bezeichnen, 
die aus der völligen Abtragung eines Rumpfgebirges bezw. einzelner Teile 
eines solchen hei vorgegangen sind, so daß sie in deutlichem Widerspruch 
gegen den innern Bau des Bodens d.h. seiner tektonischen Ober- 
fläche .stehen ''M- Solche finden sich zahlreich auf der Erdoberfläche, so- 
wohl im Tiefland als auf Hochflächen, sowohl dort, wo sie nach der Abflachung 
niemaU mehr von Meeressedimenten überdeckt sind, als dort, wo sie nach 
erneuter Abtragung überlagernder Schichten wieder zutage treten. Da der 
gleiche Vorgang für alle geologischen Zeitalter angenommen werden kann, 
und die «roßte Zahl heutiger Rumpfflächen aus Urgestein oder Resten palä- 
zoischer Schichten zusammengesetzt ist, so darf man sie als alte Rumpf- 
flächen der Jüngern Gattung der Verebnungsf lachen gegenüberstellen. 

Als echte Kumpf flächen haben manche Strandterrassen an felsigen Küsten 
wie 7.. B. an denen Norwegens zu gelten. — In größerer Breite ziehen sich am Süd- 
und <)>tfuß des nordamerikanischen Alleghanies solche Rumpfflächen hin, von den 
Amerikanern Piedmont — d. h. Gebirgsfußebene — genannt, die ausschließlich 
aus steil aufgerichteten kristallinen Gesteinen zusammengesetzt ist, im obern Teil 
mit niedrigen Hügeln bedeckt, im untern durch Flüsse stark durchschnitten wird. 

*') Ramsay, Rep. Brit. Assoc. 1847, 66; v. Richthofen, China II 1884, 766; 
Fuhrer 363 ff. — 48 ) Vergl. die Entwicklung der Anschauungen über die Bedeutung 
der festländischen Abtragung bis zu völliger Einebnung seit den 80er Jahren bei 
Hettner (a. a. O. 187). — * 9 ) Die Einführung des Namen- l'eneplain rührt von W. A. 
Davis her (American Journ. Science, 3. Serie XXXVII, 1889, 340). Er verteidigt 
den Begriff gegen Einwendungen in „La Peneplaine" (Ann. de geogr. Paris VIII, 

284—303; 38.5—406). — 60 ) S. Passarge, Phys. Morph. 1912, 150; Penck 
(II, 24) nennt -je YVellungsebenen. — ") Hettner, a. a. O. 195. E. de Martonne 
nennt sie ,,Plat totales" (Traite de geogr. phys. 1909, 474). 



§ 158. Rumpfflächen und Verebnungsflächen. 395 

Diese niedrige Platte gibt Anlaß darauf aufmerksam zu machen, wie wenig 
unsere Übersichtskarten im Tiefland die fast unmerklich ineinander übergehenden, 
ihrer Bildung oder oberflächlichen Bedeckung nach ganz, verschiedenen Ebenen 
abzugrenzen imstande sind. Gleichmäßig zieht sich das Tieflandsgrün über die 
archaische Piedmont-Ebene, wie die tertiäre bezw. rezente Küstenebene, die oben 
als marines Flachland bezeichnet ward. Genauere Karten zeigen uns freilich Längs 
des untern Saumes der Piedmont-Ebene eine Fallinie, längs welcher die Flüsse 
kleine Stromschnellen besitzen, ehe sie in die Niederung gelangen. Diese Fallinie 
zieht etwa über Richmond, Raleigh, Columbia, Augusta, Montgomery südwärts 
(Atlas, Ta'f. 43) 52 ). 

Unter dem Namen der Südrussischen Stein- oder Granitplatte tritt 
un- eine Rumpffläche entgegen, die den abgeflachten Südrand der großen Urgebirgs- 
schale bildet, über welche sich die Schichten der Russischen Tafel ausbreiten. Teil- 
weise hat sie, sich bis 370 '" erhebend und von Don undDniestr in tiefen, stromschnellen- 
reichen Tälern durchsetzt, noch das Aussehen des Rumpfgebirges. Weiter west- 
lich, in der noch höher gehobenen Podolischen Platte sind die überlagernden 
jungem Schichten durch die bis zum kristallinen Untergrund eingekerbten Flüsse 
in flachrückige Rumpfebenen zerschnitten. — Zu einer Rumpffläche ist auch 
die Oberfläche des Niederrheinischen Schiefergebirges abgetragen. Das 
großartigste Beispiel von alten Rumpfflächen bieten die mehrfach geschilderten 
nordatlantischen Felsplatten in Europa und Amerika, in welchen die spätere 
Übereisung noch viel zur Ausebnung beigetragen hat (S. 365). 

Neben den geschilderten Rumpf flächen gibt es wenig geneigte Schicht - 
tafeln, durch die abtragenden Kräfte in Ebenheiten verwandelt, die sie 
unter sehr flachem Winkel schneiden. In weiter Ausdehnung besteht daher 
der Untergrund aus gleichem Gesteinsmaterial. Sie zeigen nur äußerst flache 
wellenähnliche Erhebungen und Vertiefungen, so daß sie teilweise mit gleichem 
Recht den Schichttafelländern zugerechnet werden könnten. Ein Wechsel 
des Aussehens zeigt sich nur dort, wo härtere und widerstandsfähige Schichten 
zutage treten, da sich mit der Zeit dort Landstufen ausbilden und sich dann die 
Schichtstufenlandschaft entwickelt. Für diese Gattung von meist jüngeren 
Abtragungsebenen, die im Tiefland wahrscheinlich verbreiteter sind, als man 
bisher annahm, hat sich noch kein treffender Name gefunden. Sie als Land- 
terrassen 53 ) zu bezeichnen, hindert im Grunde der Umstand, daß solche ohne 
die ausgeprägte Stufe als einseitige Begrenzung nicht wohl denkbar sind, 
während die fraglichen Flachböden auch allseitig in fortlaufendem schwachen 
Neigungswinkel zum untern Denudationsniveau übergehen können. Der 
Name einer Verebnungsfläche dürfte sie von der Schichtstufenlandschaft 
unterscheiden. 

Als eine solche riesige Verebnungsfläche ist in jüngerer Zeit die große 
Russische Tafelebene erkannt worden, weil ihre Oberfläche tatsächlich nicht mit 
den Schnittflächen der weithin ausgebreiteten Schichttafeln, die sie aufgebaut haben, 
übereinstimmt, sondern letztere in flachen Winkeln schneidet 54 ). 

Im Bereich der Zyklentheorie fällt die Bildung einer Fastebene mit 
dem Greisenalter einer Landschaft zusammen. Sie ist aber von keinem Be- 
stand, sondern im Grunde nur ein gedachter Zwischenzustand zwischen Ende 
des einen und Beginn des neuen Zyklus. Gleichviel, ob man die Entwick- 
lung der Landformen sich in den geschilderten Kreisläufen abspielen läßt oder 
sie als eine ständig fortlaufende ansieht, so bleibt die Notwendigkeit der An- 

52 ) Nach Mc Gee s. Anm. 37. — 53 ) A. Hettner, Oberflächen des Fest- 
landes. Leipzig 1921, 81. — 5l ) A. Philipps on (Z. f. Erdkunde. XXXIII, 
Berlin 1898, 41). 



Buch II. Physikalis In Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

nähme von Rumpfflächen als Zwischenst adieu der Entwicklung bestehen 
len Nachweis solche] vorzeitigen (oder fossilen) Rumpf- oder Ver- 
ebnungsflächen ist das Augenmerk der neuem Gecnnorphologie in be- 
sonderm M ehret. Noch fehlt es vielen dieser Nachweise an Über- 

zeugungskraft. 

■ n ersten Anhalt cur Erkenntnis Boloher bieten kleine, Berstreute Reste 
ehemaliger Rumpfflächen, die sioh erhalten haben und mm in Gedanken zu einem 

isammengefügt werden. Vielfach gehl man von «In- annähernd gleichen 

Höhe \>>n benachbarten Gipfelpunkten einer Landschaft aus. die man als Anseiehen 
für eine annähernd durch üe gelegte ehemalige Fastebene betraohtet. Wenn das 
Flußnetz in einem gewissen Widerspruch steht, mit dem Faltenbau «»der den Verwer- 
fungen im Boden, in dem die sog. epigenetisohen Täler (S. 129) gleichmäßig aber sie 

hinweg strrieheii. so wird man dasselbe nicht anders erklären können, als daß sieh 

die Flußlinien zuerst auf einer gleichmäßig sieh neigenden Sohiohttafel bildeten. 
Damit sind aUerdings nur einige der Anhaltspunkte für die begriffliche Nachbildung 
vermutete! Verebnungaflächen angedeutet ' '). 

{} 159. Typische Sflgellftnder. Es ist klar, daß manchen der eben 

geschilderten Flachböden auch entsprechende Hügelländer als Zwischen- 
stadien der Bildung /.in Seite stellen und daher kaum weiterer Erläuterung 
für unsere /wecke bedürfen. \Y<> im verdeckten Schollen- oder Falten 
Land die Unebenheiten noch nicht völlig durch die Überlagerung mit lockerem 
Vfaterial ausgeglichen sind, treten die festeren Gesteinsreste unter letzterer 
oder aus letzterer oft noch als Hügel oder kleine Berge hervor. Ähnlich, ist 
es bei dei noch nicht völlig abgeglätteten Rumpffläche, die soeben geschildert 
ist. In diesem Fall sind also die Hügel letzte Reste ehemaliger Ge- 
birge. Andererseits zeigen sich Erhebungsformen ohne eigentlichen Gebirgs- 
charakter - also Hügel — im Anfangsstadium aller der Vorgänge, welche 
Gebirge erzeugen und können daher als nur dem Grade nach, verschieden 
mit diesen zugleich betrachtet werden. Aber es gibt auch Gegenden sehr 
unebenen Geländes, in denen die Kräfte, welche die Erhebungen schufen, 
sich gleichsam mit der Erzeugung von Hügeln erschöpft haben. Es sind durch- 
mfgeschüttete Hügel. Wir übergehen dabei die Kleinformen der Sin- 
terkegel (S. .*J2S) und Schlammvulkane (S. 310), die doch nur lokal auf- 
treten und heben nur zwei Formen von regionaler Bedeutung hervor. 

Dünen"' 6 ). Die lockerste und unbeständigste Bodenerhebung ist die 
vom Wind aufgehäufte Düne, bis zum Grund aus Flugsand bestehend. Nur 
den Flachküsten mit vorherrschenden Landwinden (wie in der Provence) 
ganz Fehlend, gelangt die aus parallelen Wällen aufgebaute Dünenlandschaft 
doch nur seltener zur vollen Ausgestaltung, da ihr durch den Pflanzen wuchs, 
; , anderweitige Bodenerhebungen, auch wohl durch Strandseen nach der 
Lseite zu bald '-in Ziel gesetzt ist. 1 ><>ch erreichen auch Küstendünen wohl 
Höhe, bleiben aber meist unt i-i ö< ' (')<•'". hei einer Breite von wenigen 
hundert "der tausend Bieter für den einzelnen Wall. Die zwischenliegenden 
Dünentälei sind häufig versumpft, das ganze ist eine öde vegetationslose Land- 
schaft. Zu weit größerer Ausdehnung gelangen die Kontinantaldünen 67 ), 

■*) A. Hettner, Landterraßsen, Rumpfflächen u. andere Einebnungen 

0. Imm. 53, si— lio,. — 56) Penck II, 38—50. Hauptwerk: Sokolöw, 

Dünen, aut dem EUias, v. Azruni, Berlin 1894; Pet. Mitt. 1896, LB. 44; Das 

nbuch, bearb. v. F. Solger, P. Graebner u. A., Stuttgart 1910. — 

Kasehketow, Die Kontinentaldünen, a. d. Russ. ; s. I). Rundschau, f. Geogr. 

3t lt., Wien 1890, XII. 14". -loh. Walther, Gesetze der WüstenbiMung, Berlin. 

2. Aufl. 1912. 3. P -■ - Grundlagen III. 341—65. 



§ 159. Typische Bügelländer. — § 160. Die Landschwellen und Landstufen. 39"i 

die Sandberge der Wüsten: im einzelnen Hügel von Hufeisenform, welche 
dem Winde ihre konvexe langsam aufsteigende Seite zukehren und auf der 
anderen in einer Nische steiler abfallen, daher Sicheldünen, (Barchane 
in Zentralasien) genannt. Vergesellschaftet ordnen sie sich auch in mäch- 
tigen Dünenreihen zusammen und steigen bis 150 ni , ja 200 m . 

Sie fehlen auch feuchtem Klima nicht ganz, wie in Europa, wo sie in der Cam- 
pine Nordbelgiens, in der Veluwe (westlich der Yssel; Atlas. Taf. 18), in Ungarn 
östlich der Donau typisch auftreten 58 ), aber freilich bei der Kleinheit der Erhebungen 
auf Übersichtskarten nicht mehr zur Darstellung gelangen können. 

Moränen landschaft. Als Hügelland von fast regelloser Anordnung 
erweist sich auch das von Gletschern verlassene Flachland. Nicht selten sind 
die ehemaligen Endmoränen noch als halbkreisförmige Hügelzüge erhalten, 
die 100 m und mehr erreichen können (S. 349). Anders als bei den Dünen ist 
der aus zähem Grundmoränenschutt gebildete Boden für Wasser wenig durch- 
lässig, so daß sich in den Dellen und Wannen zwischen den Hügelhaufen 
Seen und Sümpfe ansammeln, die ein typischer Begleiter dieser sog. Morä- 
nenlandschaft zu sein pflegen, aber meist so klein sind, daß Übersichts- 
karten sie ebensowenig wie die Hügel darstellen können. Die einzelnen Formen, 
die Drumlins 59 ) und Oser sind früher geschildert (S. 349). 

§ 160. Die Landschwellen und Landstufen. Mehrfach sehen wir im 
Flachland sanft gewölbte Bodenschwellen auf längere Strecken sich hinziehen, 
deren Aufschlüsse längs der eingeschnittenen Flußtäler sie als äußerst flache 
Aufbiegungen der Tafelschichtung erweisen. Die Schwelle von Ar toi s 
im nördlichen Frankreich (Atlas, Taf. 18) gilt als solche sanfte Wölbung einer 
Kreidetafel. Den Beweis entnimmt man der Fortsetzung der Schwelle jen- 

Fig. 69. 

SouXH Dovvrvs _.. _____ North.DovvT-s 



a. Ob Kreide kalk, b. Orürusarut c WprUAerUHo't d. Hosting s anxi 
Geol. Profil durch das Weald (nach Ramsay). 

seits des Kanals, wo sie allerdings längst ihre Scheitelfläche verloren hat, 
so daß die Erosion nunmehr zwischen den nach außen schwach geneigten, 
nach innen mit Steilrand abfallenden Landstufen der South- und North- 
Downs, die beide aus Kreidekalk bestehen, die tieferen Schichten in das Hügel- 
land des Weald umschaffen konnte (Fig. 69) 60 ) u. Atl., Taf. 30). 

Solchen Landstufen begegnet man im Flachland häufig. Bei ähn- 
lichem orographi sehen Aussehen — schwachgeneigte breite Fläche mit schmalem 
Steilrand und in Bergkuppen zerlegter Kammlinie — können sie ver- 
schiedenen Ursprungs sein 61 ). Im allgemeinen dürften tektonische und ero- 



58 ) Vergl. d. Kärtchen mit den nordwestlich streichenden Flugsandrücken in 
der Theißebene bei Penck II, 44; 1 =2750000. — 59 ) S. z. B. die neuen Blätter 
der topogr. Karte Württembergs 1 : 25000 im N. des Bodensees. Vergl. auch 
J. Früh, Die Drumlinslandschaft (Jahrb. naturw. Ges. St. Gallen 1904/5)- 
— 60 ) Ramsay, Physical geology and geography of Great Britain; V. ed. Lon- 
don 1878, 339. — 61 ) Vergl. Rob. Gradmann, Das Schichtstufenland (Z. d. (Jos. 
f. Erdk. Berlin 1919, 113—39) u. H. Schmitthenner, Die Entstehung d. Stufen- 
landschaft (G. Z. XXVI, 1920, 207—29). 






Buoh 11. PhjfeUcaHsohe Geographie. — Kapitel II. Das .Ystland. 



Bive Vorgänge susammengewixkl haben, sie zu erieugen, wenn auch meist 
die Struktnrlinien (Verwerfungen, Beugung dei Sollichten), die zu ihrer ersten 
Bildung Veranlassung gaben, durch die darüber gelagerten Erdmassen ver- 
deckt oder bei rüokwartsschreitender Erosion weitab von dem jetzigen Ab- 
hang lu suchen Bind. Besonders häufig Behen wir die stufen beim Ausstreichen 
von Gesteinsschichten verschiedener Ilartc auftreten. .Manche Stufen fallen 
mit dei Grenae verschiedene) Gesteinsformationen deutlich zusammen. Über 
die Bildung dei Erosionsstufen selbst gehen die Ansichten noch auseinander. 
Irrtümlich ist sicher, dafi die vielgezaokte, nischenreiche Krönung des Stufen- 
randes durch «lie vermehrten Niederschläge erzeugt sein soll. Dazu ist 
dei relative Höhenunterschied des wasserscheidenden Firstes über dem Fuß 
des Steilrandes zu gering. Wohl hat die Lage der stufe gegenüber der Regen- 
Beite dei Landschaft Bedeutung. Mein' aber soheinen die bei Wechselhi^e 
von durchlässigem und undurchlässigem Gestein am Stufenrand hervor- 
brechenden Quellen eine wichtige Rolle zu spielen, um seine Zertalung vor- 
ul'eieit.n. Daü es im übrigen hei diesen Erscheinungen die Erosion ist, 
welche die irgendwie ins Leben gerufenen Stufen im haute der Zeit rückwärts 
verlegt, erkennt man deutlich an den vor dem Stufenrand zerstreut stehen- 
gebliebenen Resten der Gesteinsschicht, welche den Kücken der Landstufe 
im Zusammenhang bedeckt, und durch deren Gipfel man die einstige Fort- 
setzung der Decke verfolgen kann. Teils treten diese ,, Zeugen", wie man 
sie nennt, in der Form von Tafelbergen, teils hei weiterem Fortschritt der 

Erosion ah Kegel auf. 

Da- mitteldeutsche Schollenland ist reich an Landstufen. Eine solche bildet 
als ..Dun" und ..Hainleite" den Nordrand der Muschelkalkplatte Thüringens 
| Atlas. Tat 21). Sanft neigt sich die letztere, von Keuper überdeckt, nach dem Innern 
der Ho, hflaehe /u. Ähnlich heben sich die Keuperstufen Mittelfrankens als Steiger- 
■uald und Frankenhöhe von der westlichen, um 200" 1 tiefer gelegenen Muschel- 
k.dkplatte ab (Alias. Taf. 22). — Der Doppcl kränz von niedrigen Höhen, welcher 
das Parisei Tieflandsbecken umgibt, erweist sieh ebenso als Stufenrand der 
biederten Schichtengesteine, die in regelmäßiger Folge vom Eocän bis zum Jura 
das Becken umlagern. Die Kreidetafel der Champagne fällt im Osten mit Steiirand 
gegen die Juratafeln jenseits dei Aisne ab. und die sich bis 200'» über den Talein- 
sehnitteii erhebenden Höhen von Laon, Reims, Epernay usf. werden mitsamt ihren 
Vorsprängen (südlich v. Reims; Atlas, Taf. 18) ausschließlich von Tertiärschichten, 



Fig. 70. 






5 s.o. 




70 eo SO hO 

Er Weisser Jura Mä Braxmer Jura G23 Lias 

ED Diluvium Ell!] Tertiär | | Tuffgd.ro) e 
Mußst;ib 1 :sO0Oj in zehnfacher Vberhöhnng. 



oRn 
nnrJt.Branru 
Keuper 



gebildet — Eine deutliche Abtragungsstufe, bereits von gebirgigem Charakter, 
bildet der scharf ausgezackte Nordwestabfall der Schwäbischen Alb. Hier ist 
von einem Bruch der einst weiter nach Nordwesten reichenden Jurakalkplatte nichts 



^ 160. Landstufen und Landschwellen. § 161. Erosionsgebirge. 399 

zu bemerken, wenn sie auch vielfach von Verwerfungen durchsetzt ist. Der am Fuß 
der „Albtraufe" zutage tretende Lias breitet sich in gleichem Niveau über die vor- 
gelagerte Ebene aus, hi welchem er unter der Albplatte lagert. Ebensowenig kann 
die Stufenbildung etwa der seitlichen Erosion des Neckar zugeschrieben werden. 
Vielmehr ist die Stufe im Laufe der Zeit allein durch Untergrabung und Abtragung 
beträchtlich rückwärts geschoben. Denn die hier zahlreich auftretenden Tuffgänge 
zeigen im Flachland, weitab vom Gebirge und inmitten des Lias, in ihren Gemengen 
deutlich Gesteine des braunen und weißen Jura, durch welche sich die eruptiven 
.Massen also einst hindurchgebrochen haben müssen, während solche in der Um- 
gebung jetzt gänzlich verschwunden sind 62 ). 

§ 161. Erosionsgebirge. Die eben geschilderten Vorgänge haben wir 
uns nur in verstärktem Maße wirkend zu denken, um die Entstehung mäch- 
tiger Tafelgebirge zu verstehen. Härtere Deckschichten über weicheren 
Gesteinen oder besser ein mehrfacher Wechsel zwischen harter und leichter 
zerstörbarer Flachschichtung und ein nicht zu feuchtes Klima sind die Vor- 
aussetzungen zu ihrer Bildung. Dann zerlegt die Verwitterung und Abspülung 
Gehänge in terrassenförmige Abhänge, die einen steten Wechsel von 
steiler Felswand und mächtigem Schuttfelde darunter zeigen. Der härteren 
Schicht gehören Plattform und Steilwand an, die weichere ist durch die Schutt- 
halde verdeckt, weicht aber nach deren allmählicher Entfernung vor den 
Angriffen der Atmosphärilien immer weiter zurück und läßt die Steilwand 
des Hangenden nachstürzen. Schneiden sich nun gleichzeitig Flüsse in die 
Tafel ein, so räumen diese nicht nur die Verwitterungsprodukte des Steil- 
randes rascher mit hinweg, sondern greifen seine Vorsprünge noch von rück- 
wärts an, bis sie dieselben völlig vom Mutterkörper getrennt und so den rings 
isolierten Tafelberg erzeugt haben. 

i Das großartigste Beispiel solcher Denudationsterrassen bietet das Tafelland, 

welches das Koloradoplateau in Nordamerika im N und O umkränzt 63 ). Es ist u. a. 
das Südende des Wahsatchgebirges (Atlas, Taf. 43), an welchem die vorwiegend 
mesozoischen flachgelagerten Schichten in regelmäßigen Stufen bis zur Karbon- 
fläche des Koloradoplateaus herabfallen. Auf den Höhen liegen eozäne Gesteine, 
ihr Steilrand bildet die oberste Terrasse, dann folgt weniger widerstandsfähiges, 
aber echte Tafelberge bildendes Kreidegestein. Deutlich sinkt die Juraterrasse wieder 
mit Steilrand ab, und ebenso die Triasterrasse (die sog. Vermillion Cliffs). Nach 
einer schmaleren Permterrasse erreichen wir die um 1500 m unter der Eocänstufe 
gelegene Plattform der Karbonschichten, in die sich in ca. 80 * m Entfernung der 
Kolorado sein tiefes Bett eingeschnitten hat. — Gesellig auftretend geben isolierte 
Tafelberge der Landschaft ein höchst eigentümüches Gepräge, wie man es in den 
ca. 300 m über der Hochfläche gleichmäßig sich erhebenden, durch schluchtenähn- 
liche Täler getrennten Karreebergen des Kaplandes (Atlas, Taf. 41a) von der 
Karte ablesen kann. 

Anders im feuchten Klima und im Bereich weicheren Gesteins. Wenn 
mächtige Ströme über ein solches Flachland hinwegziehen und sich selbst 
breite Täler ausfurchend die durch Abspülung zusammengetragenen Mate- 
rialien rascher entfernen, so gestalten sie dasselbe verhältnismäßig schnell 
um. Neben großer Wasserfülle ist stärkeres Gefäll in erster Linie erforderlich. 
Es kommt daher die Höhenlage des Flachlandes im Verhältnis zu tieferen, 

62 ) S. die äußerst klare Darlegung von Branco, Schwabens 125 Vulkan- 
Embryonen, Stuttg. 1894, 20—60. — 63 ) Dutton, Tertiary History of the Grand 
Canon District. Monographs of the U. S. Geol. Survey. IL Wash. 1882, mit Atlas 
und anschaulichen Abbildungen. S. die Mesa verde in Neumayrs Erdgeschichte 
I, 1886, 8. 



4ini Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Pestland. 

. 1 1 1 - Gewäc »erhalb der Ratte aufnehmenden Stufen besonders in Be- 

bt, 

Die Nordhalfte der Oberdeutschen Hochfläche Eeigl uns den Fall, wo wasser- 
reiche Alpenilasse eine Tafel tertiären Gesteins allmählich in ein Hügelland, nämlich 
in Dache, leistenartige Rücken eerlegl baben 64 ), ohne fortan ihre Täler beträchtlich 
tiefer legen tu können, da die Donau, die Bie aufnimmt, in einem nur wenig unter 
der Mittelhöhe des Hügellandes gelegenen Tale fließt. — Im ESlbsandsteingebirge 
gen. m den Lößlandschaften Chinas, im (Coloradoplateau Nordamerikas hat 
übt rall vom tiefei gelegenen Vorland aus die Erosion steilwandige Taler in die Flach- 
BcJnohtung geschnitten. Senkrechte Zerklüftung des Gesteins wie im Eibsandstein- 
gebirge oder ihn mit LöQ bedeckten .Mulden Chinas arbeitel der Flußwirkung ror. 

Bei starker verzweigtem Talsystem muß dann ein Tafelland mehr 

und mein in ein Bergland verwandelt werden, wenn niinilicli die Talböschungen 

sielt allmählich verflachen und die zwischen den Erosionstälern gelegenen 
Kinpen und Leisten des ehemaligen Tafellandes schmalere Kammlinien er- 
halten und sieh in Eünzelgipfel auflösen. Das Charakteristische eines solchen 
aus ursprünglichem Flachland entstandenen Erosionsgebirges ist neben dem 
Mangel einet einheitlichen Kammlinie und der Regellosigkeit des Talsystems 
(daa freilich durch die ursprüngliche Neigung der Oberfläche bestimmt sein 
kann), das annähernd gleiche Niveau, in welchem sieh die Einzel- 
nste! befinden. 

Als ein solches Erosionsgebirge wird uns das sog. Rote Becken, das Bergland 
dei Provinz Bze-tschuan im Innern Chinas (Atlas. Taf. 38) geschildert 66 ), das, be- 
deekt von einem flaohgelagerten, roten, leichter verwitterbaren .Sandstein, durch 
die wasserreichen Zuflüsse des JangtseMang in ein /.. T. flachhügeliges Gebirge 
zerlegt ist. Als Beispiel einer überweich erodierten Gebirgslandschaft können die 
kaum passierbaren Badlands von Dakota in den Plains von Nordamerika gelten. 

§ 161a. Enselberge and [nselberglandschalten 66 ). Vielfach gibl ein 
einzelner aus einer ebenen Landschaft hervorragender Berg derselben ein 
eigenes Gepräge, mehr noch, wenn solche in gleichmäßigen Formen gesellig 
auftreten. Der Ursprung solcher Ein/.elberge kann seht verschieden sein. 
Der Name eines Inselberges, ursprünglich für eine bestimmte Gattung 
vorgeschlafen '' T ). wird heute ziemlich allgemein nur in bezug auf seine iso- 
lierte [jage, die ihn aus seiner ebenen Umgebung wie eine Insel aus der Meeres- 
fläche hervortauchen läßt, gebraucht. Die eine Gruppe entspricht dem Bilde 
vollkommener, in dem sie hinsichtlich ihres äußern Baus mit dem umgeben- 
den Flachboden nichts gemein haben. Das ist hei den meisten Vulkankegeln 
dei Fall, -ei es. dal.! diese wie die Basaltkuppe des Kaiserstuhles in der ober- 
rheinischen Tiefebene «»der der aus altern Eruptivgesteinen aufgebaute Zopten 
in Mittelschlesien den Untergrund durchbrochen haben, Bei es. daß sie, wie 
die Tuffkegel vor dei schwill. ischen Alb (Fig. 70) durch die Abtragung der 
~ie einhüllenden Schichten eist herauspräparierl sind. 

Eine andere Gruppe, oft als Kestberge bezeichnet, verdankt ihre 
Erhaltung zumeist der größern Widerstandsfähigkeil des Gesteins während 
dm Abtragung ihrei Umgebung, tn gewissem Sinn kann man die aus dem 

• 4 ) Penck. Dae Deutsche Reich, in Eurchhoffs Landerkunde von Europa, 

I. ls.s.7. 167). — '■'•) v. Kichthofen in Pet .Mitt. 187:;, 2U:>,. — 6 «) S. Passarge, 

h Kalahari. .Jen.,. L903; EL Obst, Terminologie n. Klassifikation der Berge 

(-. o. Anmerk. D. ''') M. Bornhardt, Z. Oberflächengestalf u. Geologie 

D.-Ostafrikas (Deutsch-Ostafrika, VII. Berlin 1900). 



§ 161a. Inselberge und Inselberglandschaften. — $ 162. Faltengebirge. 401 

Inlandeis hervorragenden Nun ata kr der Grönländer hierzu rechnen (S. 342). 
Den bei Bildung von Rumpfflächen und Peneplains stehengebliebenen Auf- 
ragungen haben die Amerikaner den Namen Monadnocks, nach einem 
Berge im südlichen New Hampshire (Neu-Ehglandstaaten) gegeben, wofür 
man den deutschen Ausdruck „Härtung" 68 ) vorgeschlagen hat. Mitten 
in manchen Tälern der Hochgebirge hat die Erosion nicht selten solche Tal- 
Inselberge aus einer einst geschlossenen Felsenstufe beiderseits heraus- 
geschnitten. 

Rest- oder Inselberge zeigen sich häufig vor einer zurückweichenden 
Landstufe, als deren abgetrennte Teile sie durch die gleiche Höhe und die näm- 
liche Gesteinsbeschaffenheit wie die der benachbarten Landterrasse und 
ihrer in die Ebene vorspringenden Bergnasen unschwer zu erkennen sind. 
Daher auch Zeugenberge benannt (S. 398). 

Vor der Schwäbischen Alb erhalten sich solche meist dadurch, daß sich auf 
ihrem Gipfel noch eine Decke des harten weißen Jurakalkes über dem weichen Dogger, 
aus dem ihr Körper besteht, erhalten hat. 

Rumpf flächen, die in trocknen Klimaten aus Schichtentafeln ent- 
standen sind, pflegen besonders reich an solchen tafelförmigen Inselbergen 
/Ai sein. Mesas (Tische) werden sie von den Spaniern benannt 69 ). Sie treten 
massenhaft in dem Flachland des Llano estacado in Westtexas auf. Auch 
südafrikanische Steppengebiete sind von diesen tischförmigen Inselbergen 
mit rings ziemlich steilem Abfall übersät. Inwieweit hier und in andern Wüsten- 
gebieten die Winderosiori an ihrer Bildung beteiligt ist, so daß für manche 
Gebiete ein vorzeitiges Wüstenklima vorausgesetzt werden müßte, steht noch 
nicht fest 70 ). 

§ 162. Faltengebirge 7J ). Denken wir uns den Streifen eines Tafel- 
landes in starker Faltung begriffen, d. h. durch seitliche Stauung auf einen 
kleineren Raum zusammengeschoben, ohne daß andere tektonische Vor- 
gänge oder exogene Kräfte darauf einwirkten, so müßte ein Gürtel mehr oder 
weniger paralleler Faltensättel (Antiklinalen) entstehen, die als Gebirgs- 
kämme aufragend durch Falten mulden (Synklinalen) getrennt wären. 
Die Stärke der Faltung würde sich im allgemeinen innerlich in der Steilheit 
der Schieb tenstellung, äußerlich in der Kammhöhe wiederspiegeln. Erreicht 
die Intensität der Stauung keinen zu hohen Grad und sind die Schichten 
plastisch genug, um sich den Biegungen anzuschmiegen, so ließe sich ein nor- 
males Faltengebirge denken, über das sich die ursprüngliche oberste 
Deckschicht ununterbrochen und nur in Falten gelegt hinzieht. Indessen 
solche Gebilde finden sich, da diese Vorgänge sich stets in ungemein langen 
Zeiträumen vollziehen, auf der Erdoberfläche tatsächlich nicht. Denn die 
Abtragung hat während der Auffaltung genügende Zeit, ihre die Kämme zer- 
nagenden Wirkungen auszuüben und damit die unter jener obersten Deck- 
schicht gelegenen Gesteine bloßzulegen, durch Quertäler die Falten in ein- 
zelne Abschnitte zu zerlegen, gegebenenfalls unterstützt durch Verschiebung 
einzelner Faltenteile an Längs- oder Querbrüchen. 

68 ) H. Spethmann (Zentralbl. f. Mineral. 1908, 746. — 69 ) Die in den 
Vorbergen der Felsengebirge Colorados auftretenden Hogbacs (Schweinsrücken) 
bestehen dagegen aus steil aufgerichteten, oben allerdings abgeflachten mesozo- 
ischen Schichtengesteinen. — 70 ) Vergl. E. Obst, Pet. Mitt. 1914, 1, 245. — 71 ) In der 
Bezeichnung der Faltengebirge folgen wir zumeist den zweckmäßigen Vorschlägen 
Supans. 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 26 



buch II. Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

I. Tu allen Faltengebirgen wechseln dahei Sattel (Antiklinal-) Kämme 
mit isoklinalen und seihst Synklinalen (Fig. 71, S. 103) ah 7 -), aber ein näheres 
Studium des Querprofils laßt doch den ursprünglichen Faltenbau erkennen. 
Die Bergrücken entsprechen den Sätteln der Gesamtfaltung, dir Senken 
heu ihnen den Faltenmulden. Ein auf diese Weise gebildetes Gebirge 
nennen wir ein einfaches Faltengebirge. Je junger es ist. um so mehr 
wird es die Eigenschaften des normalen Faltengebirges zeigen. Die Kamine 
sind ohne ausgebildetes Profil. Flache Kuppen, durch die Abtragung heraus* 
beitet, pflegen die allgemeine Kammlinie in großer Einförmigkeil nur 
um ein geringes zu überragen. 

Im- Faltengebirge sind sonacli die Hauptvertreter der Kettengebirge 
• 7 7 Das typische Tal ist das durch tektonische Vorgänge vorgebildete 
Langstal, parallel dem Streichen der Schichten und mit breiter Solde ver- 
sehen (| 169). 

Nur selten beobachtet man für eine Reihe paralleler Falten den gleichen 
Grad der Schichtenstellung; steilere und Bchwach gewölbte stellende Falten 
wechseln mit schiefen, liegenden und selbsl überkippten (S. 291) scheinbar 
regellos ab. Alter im allgemeinen gehl durch die Faltung ein und desselben 
einfachen Faltengebirges ein gemeinsamer Grundzug; die Falten sind im 
Durchschnitt nach einer Seite steiler aufgerichtet «'der überschoben. Da- 
bei pflegen die .-teueren Falten überhaupt mein- einer Flanke des Gebirges 
anzugehören, während auf der entgegengesetzten die faltende Kraft gleich 
sam zu erlahmen scheint, so daß die Falten nach außen schwächer und schwächer 
werden. Innerhalb einer solchen ..Austömnigszone". die sich oft im Tafel- 
land verlieren kann, ist es immer schwierig, die Grenze für das Faltengebirge 
festzustellen. 

Verge g enwärtigen wir uns diese Verhältnisse zunächst an dem Gebirge, das 
lange als klassisches Beispiel eines solchen einfachen Faltengebirges galt, wenn sich 
auch hier wieder wie hei allen Faltengebirgen der Bau verwickelter gezeigt hat, als 
es anfänglich schien 73 ). Wir meinen den Französischen (oder Schweizer) Jura, von 
den Geologen kurzweg als Faltenjura oder Kettenjura, im Gegensatz zum Tafel- 
jura bezeichnet. Schon ein Blick auf die Karte (Atlas, Taf. 24) läßt uns erkennen, 
daß die einzelne Falte, wie sie sich im Gebirgsrücken darstellt, sich niemals durch 
die ganze Länge des Gebirges, das zwischen Rhoneknie und Rheindurchbruch mehr 
als 300 kl1 ' mißt, erstreckt. Vielmehr schieben sich nordwärts weit kürzere Falten — 
deren längste etwa von halber Gesamterstreckung — kulissenartig hintereinander 
vor, so daß ein Querschnitt von den anderthalb hundert Einzelfalten, die man ge- 
zählt hat, kaum mehr als 8 — 10 treffen würde. (Fig. 71 in Verbindung mit Atl. Taf. 24.) 
Die Falten der Südostseite sind die steileren, zum Teil nach NW überliegenden, die 
■uungszone befindet sich in diesem Falle auf der Nordwestseite des Gebirges. 
Und da die Faltung sich auch noch im Relief ziemlich deutlich ausprägt, so kann 
man die Grenze des Faltenjura- im XW ganz gut verfolgen. Sie schneidet einerseits 
bei Porrentruy. andererseits im X des Hauenstein deutlich gegen den Tafeljura ab, 

'•-) Der Charakteristik Pencks (IT. 372), wonach jedes Faltengebirge aus 
on. ungefalteten Scholle, aus der Faltenzone mit Faltenabfall gegen 
die starre Zone und aus der Austönungszone bestehen soll, wird man kaum zu- 
Btimmen können. Jedenfalls gehört die erstere, eben weil sie nicht gefaltet ist, 
nicht zum Gebirge. Supan, Phys. Erdk. 1896, 467; 1916, 675; diese einfachen 
Faltengebirge entsprechen v. Etichtnofena homöomorphen, d. h. gleichförmigen 
■ •der reinen Kalo ogebirgen, also solchen, bei denen Faltung das durchaus herrschende 
Prinzip di I bauesist; Penck nennt sie monogenetisch. — 73 )Fr. Macha- 

dek, Der Schweizer .Iura; Versuch einer geomorphol. Monographie. (Pet. Mitt. 
Erg.-Heft [60, Gotha 1905, bes. Kap. V.) 



§ 162. Faltengebirge. 



103 



während in der Rheinebene die Falten noch weiter nach N (bis Pfirt) vordringen 71 ). 
Zugleich kann das Profil die Tatsache erläutern, daß das Juragebirge im Beginn der 
Tertiärzeit noch nicht existierte. Denn die mittcltertiären (mitteloligozänen) Meeres- 
sande, die jetzt isoliert das Becken von Delsberg und die südlichen Täler erfüllen, 
haben einst noch die Osthälfte des ganzen Gebirges bedeckt und sind, soweit sie nicht 
von den Bergrücken fortgewaschen sind, bei der Auffaltung mit gebogen. 



Fig. 71. 




VW 



VII VI V IV III U I 

Tertiär EÜEJ Weisser Jura. ES Brauner Jura. ES3Luxs EZÜ3Keuper 
rrofil durch den Berner .Iura ca. 1 : 310000 und in etwa dreifacher Überhöhung. 



oKm 



Methodische Bemerkung. Die verwickelten und noch ungelösten Fragen 
über die ursächlichen Vorgänge der Gebirgsfaltung würden wir hier unbeachtet 
lassen können, wenn nicht gewisse Ausdrucksweisen angefangen hätten, sich auch 
in der geographischen Literatur einzubürgern, die nur vom Standpunkt ganz be- 
stimmter, aber nicht allgemein angenommener theoretischer Anschauungen ver- 
ständlich sind. Dazu gehört der Begriff der Vorder- und Rückseite eines Falten- 
gebirges oder seines Vorlandes und Rücklandes. Es beruht auf der Wahrnehmung, 
daß in vielen solchen Gebirgen die Falten nach einer Seite überliegen, und auf der 
Annahme, daß dies durch einen einseitig auf das Gebirge wirkenden Druck her- 
vorgerufen sei 75 ). Die Vorderseite würde hiernach dort zu sehen sein, wohin das Ge- 
birge mit seinen überkippten Faltenzügen gleichsam „vorzudringen" und benach- 
barte starre Schollen zu tiberwältigen scheint, wogegen das Rückland den Sitz der 
die Falten von hinten überschiebenden Druckkraft bezeichnen würde. Für den 
Kettenjura würde also die Burgundische Hochfläche das Vorland, die Schweizerische 
das Rückland bedeuten. Für die deutschen Alpen wäre die Oberdeutsche Hochfläche 
das Vorland, für das Himälajagebirge die Hindostanische Ebene usw. Die Vor- 
stellung des einseitig wirkenden Druckes ist es, die bekämpft wird, da man noch 
keine Erklärung dafür besitzt, wie ein solcher zustande kommt 76 ) und andererseits 
die Vermutung solchen einseitigen Drucks, der wie z. B. die Karpathen vollständig 
beherrschen sollte, sich bei weiterer Untersuchung als irrig erwiesen hat. Denn ge- 
rade dort hat man nachgewiesen 77 ), daß der seitliche Druck, welcher einzelne Zonen 
in Falten gelegt hat, zu verschiedenen Zeiten bald von Nord nach Süd, bald um- 
gekehrt wirkte. Unter diesen Umständen empfiehlt es sich für uns, jene Ausdrücke 
in ähnlicher Weise zu vermeiden wie die der „Hebungen und Senkungen" der Küsten, 
für welche man einen neutralen Ausdruck eingeführt hat (§ 135). Weniger Bedenken 
erregt die Unterscheidung einer konvexen Außenseite und konkaven Innen ^ 
seite bei dem meist bogenförmigen Verlauf der Faltengebirge. 



74 ) Nach Steinmann, (Ber. d. naturf. Ges., Freiburg i. B. 1892, II, 150). 
S. das Kärtchen in Neumayrs Erdgeschichte (I, 1886, 358, 1 : 1000000). — 
75 ) Begründer und Hauptvertreter die-ser Anschauungen vom einseitigen Druck 
ist E. Sueß. S. bas. die Schrift „Eitstehung der Alpen" 1875. — 76 ) S. z. B. 
Bittner, Über einige tektonische Begriffe usw. (Jahrb. d. k. k. Geol. Reichsanstalt, 
Wien 1887, 397—422). — 77 ) V. Uhlig, Bau u. Bild der Karpaten (in Bau u. Bild 
Österreichs, Wien u. Leipzig 1903, Abschn. XII , Geol. Entwickelungsgesch. d. Kar- 
pathen). 

26* 



104 Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

AN eine nur selten auftretende Abart des einfachen Falten 
g mag für jetzt die Erhebung aufgefaßt werden, welche im wesent- 
lichen nur ans einem einzigen Bauptsattel von mächtiger Spann- 
weite aufgebaut ist. Manche Landschwellen, wie die oben geschilderter) 
Flügel des Weald (S gehören hierher. Aber man glaubl auch einzelne 

Hochgebirgspartien auf eine Bolche gewaltige Aufwölbung eines Erdrinden- 
stücks zurückführen zu müssen, wie dies /,. B. von Beiten der Amerikaner 
für das Uintah-Gebirge, welches da- Wahsatch Gebirge mit dem Felsen- 
gebirge verbindet (l"" N- Br.j Ail.. Tal. 13), versucht ist. Da man dabei eine 

ung der Schichten wesentlich nur an den Mauken der Gebirge beobach- 
tete, hat man sie als Flexurgebirge oder Sattelgebirge bezeichnet 78 ). 

2. Zusammengesetzte Faltengebirge"). So einfachen äußeren 
wie inneren Baues, wie er oben geschildert, sind schon die Gebirge nicht, 
welche wir soeben als einfache Faltengebirge bezeichneten, geschweige denn 
die großen Kettengebirge der Knie. Vielmehr sind dieselben alle aus Zonen 
betrachtlich verschiedener Bildungen zusammengesetzt. .Meist läßt sich eine 
vorwiegend an- bristallihischem Urgestein gebildete Kernzone den sie be- 
gleitenden Gürteln von gefaltetem Deckgebirge gegenüberstellen. Doch trifft 
man selten einen wirklich symmetrischen Bau an. wie es (in gewissem Sinn) 
bei den <>.-tal|>en der Fall ist. In diesen kann man eine ausgesprochene Kern- 
zone, aus Grundgebirge bestehend, von einer nördlichen und südlichen Kalk- 
alpenzone von annähernd gleicher Breite und Höhe (aber freilich vielfach 
ungleichem Bau) unterscheiden. Ähnlich bei den Pyrenäen, die gleichfalls 
ein symmetrisches Faltengebirge darstellen, wofür der Beweis der 
speziellen Landeskunde dieses Lehrbuches vorbehalten werden muß. 

Aber auch ohne solche Symmetrie, die in vielen Fällen erst durch nach- 
trägliche Umgestaltungen des ursprünglich symmetrisch angelegten Falten- 
gebirg fcöri ist, herrscht gürtelförmige Anordnung der einzelnen 

Frd rinden teile, welche die großen Faltengebirge zusammensetzen, durch- 
aus voi. Die kristallinischen Zonen wechseln wie beim Himalaja mehrfach 
mit vorherrschend sedimentären ab. Nun zeigt sich immer deutlicher, daß 
diese Zonen teils im ganzen, häufiger noch in ihren einzelnen Abschnitten 
eine wechselvolle ' rescluchte gehabt haben. Im allgemeinen pflegen die kristal- 
linischen Zonen nicht isoliert in der Breite, in der sie heute entblößt sind, 
sondern voraussichtlich mitsamt ihren Flanken unter der heutigen Sediment- 
decke - bereits in älteren Perioden in Falten gelegt und zu Gebirgen auf- 
gerichtet, dann wieder abgetragen und von neuem unter das Meer tauchend 
mit Sedimenten bedeckt zu sein. In späterer Zeit sind sie dann gleichzeitig 
mit den inzwischen ungleichförmig an- und aufgelagerten Schichten von 
neuem, aber meist in ungleichem Orade von der Faltung ergriffen oder mäch- 

erhöben und eben deshalb der Abtragung wieder in höherem Grade 

setzt worden. Vom größten Teil kristallinischer Kernzonen kann man 
annehmen, daß das Urgestein erst durch die erneute Denudation wieder bloß- 
_' i-t. Ja, auch die Richtung der faltenden Kraft bleibt nicht immer 
elbe. Die Folge ist, daß Zerberstungen gewaltiger Ilindenteile, horizon- 
tale wie vertikale Verschiebungen derselben längs großer Brüche an der Um- 
iltung jede- zusammengesetzten Faltengebirges mitarbeiten und damit 

Supan, Phys. Erdk. 1911, 658, 1916, 673.— T9 ) Supan, 1896, 469; 
1916, t'.Ttjff.: v. Richthofena beteromorphe, d. h. ungleichförmige, Peftcks 
polygeqetische Faltengebn 



§ 1(52. Faltengebirge. LOS 

nicht scheu einzelne Partien einer erneuten Aufbiegung in Falten ganz ein- 
ziehen. 

So kommt es, daß wir in ein und demselben Gebirge hier die jüngsten an- 
gelagerten Steine noch in steile Falten aufgerichtet sehen — dies ist besonders am 
Nordrand der Schweizer Alpen mit den miozänen Molassefalten der Fall — , während 
an andern Stellen Schichten weit höheren Alters wie die Triaskalke der Österreichi- 
schen Alpen weithin flachgelagert und in Schollen zerlegt sind, ohne daß sie an der 
tertiären Auffaltung nennenswerten Anteil genommen haben. 

Als weitere Folge ergibt sielt, daß die über ältere Gesteine abgelagerten 
Schichten selbst innerhalb der nämlichen Zone des Gebirges oft in sehr ver- 
schiedenes Niveau kommen, daher in einem Fall der rascheren Fortwaschung' 
gänzlich anheimfallen, im andern durch ihre tiefere Lage davor teilweise be- 
wahrt geblieben sind. 

Lange bat man allgemein angenommen, daß, wenn innerhalb der 
Faltengebirge ältere Schichten über jüngeren lagern, dies nur eine Folge 
vollständiger Überkippung mächtiger Falten sein könne (Fig. 66, S. 295). 
Oberhalb der Erdoberfläche suchte man einerseits durch Konstruktion der 
Luftsättel den Zusammenhang der mittlerweile in ihren Wölbungen zerstörten 
Falten wieder aufzufinden, andererseits unterirdisch sie bis zu ihren um- 
gebogenen Wurzeln zu verfolgen. Man vermutete also durch Bohrungen 
auf den unterlagernden Flügel der überkippten Schicht zu kommen. 

Wie sehr solche künstliche Konstruktionen geologischer Profile zu Täu- 
schungen führen können, hat sieh bei Durchbohrung des Simplontunnels ergeben; 
der innere Verlauf der gefalteten Gesteine hat sich völlig anders gezeigt, als man 
ihn aus den Neigungen der außen zutage tretenden Schichten und Massengesteine 
geschlossen hatte. 

Auf Überschiebungen bis zu einem Vorstoß der überkippten Falten 
von 10, ja 15 km war man gelegentlich schon gestoßen. Schwierigkeit bot diese 
Erklärungsweise immer dort, wo die Schichten, welche nach Alter und Bil- 
dungsweise, d. h. nach dem Befund der Versteinerungen und petrographischer 
Zusammensetzung zueinander gehören, räumlich allzuweit voneinander ent- 
fernt waren und den Felsmassen etwas Fremdartiges oder Exotisches gaben. 

So zeigen z. B. die sogenannten Schweizer Voralpen im Chablais und den 
Mittelalpen, d. h. die Kalkalpen nordwestlich einer Linie von etwa Cluses im Arve- 
tal (Atlas, Taf. 24) bis zum Ostende des Thuner.Sees, keine der eben genannten Be- 
ziehungen zu den benachbarten Juraketten, mit denen man sie früher im unter- 
irdischen Zusammenhang unterhalb des Schweizer Hügellandes dachte. Und fremd- 
artig erscheinen gewisse Klippenberge in der Umgebung des Vierwaldstätter Sees, 
wie vor allem die Mythen in O. von Schwyz insofern, als sie offenbar wurzellos 
als feste Jura- und Kreidekalke auf der Unterlage der sie zugleich umgebenden weichen 
(Jüngern) Flyschschichten ruhen. 

Unter den verschiedenen Erklärungsversuchen hat die Aufstellung 
der sog. Überfaltungstheorie oder der Theorie der Überdeckungs- 
schollen sich vielfach Anhänger erworben, ist aber auch nicht ohne starken 
Widerspruch geblieben 80 ). Es handelt sich um jene, allerdings an die Phantasie 



80 ) Über diese etwa um 1898 auftauchenden Anschauungen vergl. u. a. 
H. Schardt, Die exotischen Gebiete, Klippen und Blöcke am Nordrande der 
Schweizer Alpen, Lausanne 1898, und M. Lugeon. Les grandes nappes de recou- 
vrement des Alpes du Chablais et de la Suisse; (Bull. Soc. geolog. de France, 1901). 
Eine übersichtliche, durch zahlreiche Abbildungen und Profile erläuterte Darstellung 



4'"' Baofa 11 Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Pestland. 

- 1 ;i i k. • Ansprüohe machende Erweiterung der Lehre von den überkippten 
Palten, die bereits früher besprochen wurden (B. 295). Danach sollen jene 
exotischen, nicht zu ihrer Umgebung passenden Kalkmassen Reste völlig 
überlappter Falten sein, welche durch horizontalen Schnh von der Südseite 
der kristallinischen Hochalpen auf Entfernungen von 30, I". ja l<>o Vi " herüber 

geschoben seien, und . u.n EU einer Zeit, in der diese Letztern noch nichl von 

neuem zu dei bedeutenden Hohe emporgehoben waren, in der wir sie jetzt 
finden. Indem durch eben diese spatere Erhebung die Wurzeln der über- 
falteten Schichten in höhere Regionen gelangten, wurden sie einer weit star- 
kem Abtragung ausgesetzt und /.. T. ganz fortgewaschen, so daß ihre vor- 
hobenen Enden, des Zusammenhangs beraubt, immer mein als Klippen 
odei ■ birgsstreifen wie eben jene Voralpen wurzellos erscheinen, d. h. 

als fremdartige Gebilde gegenüber ihrer Unterlage und Umgebung. Indem 
die gewaltigen Decken, welche einzelne Partien eines Gebirges weithin über- 
lagern, auch Lücken seigen, in denen das onterlagem.de, autochthone, 
d.h. an Ort und Stelle gebildete Gebirge zutage tritt, spricht man von Fenstern 
im Beieich dei Decken. Als solche werden z. B. die hohen Tauera von manchen 
Porschein angesehen s -). 

Blanche der anfängliche" Zweifler dieser Deckentheorie Laben sich 
neuerdings dazu bekannt. Einzelne wollen Deckengebirge 88 ) oder Fal- 
tungsdeckengebirge 84 ) als eine besondere Gebirgsklasse neben die Falten- 
gebirge stellen. 

Überall, wo die Auffaltung dem Gebirgszuge noch den eigentlichen 
Charakter gegeben bat, wo Streichungsrichtung der Schichten der Haupt- 
sache nach mit der Erhebungsrichtung der Einzelzüge übereinstimmt, wo 
ferner durch die begleitenden Vorgänge die uxsprüngliche Anordnung in große 
Faltenzonen noch nicht völlig aufgehoben ist, diese letzteren noch den Haupt- 
ketten und -erhebungen entsprechen und demnach auch die für eine solche 
Anordnung typischen Längstäler deutlich in die Erscheinung treten, bleibt 
der Name des Faltengebirges gerechtfertigt. 

Wie schon öfter hervorgehoben, gehören dieser Gattung des zusammen- 
bzten Faltengebirges alle unsere großen Hochgebirge an, vor allem die zahl- 
reiohen Glieder der beiden Bfauptgebirgsgürtel der Erde, des Eurasischen wie des 
Amerikanischen. Aber auch außerhalb derselben ist sie in dem Oral und den Alle- 
ghanies vertreten, die wir jedoch als weitaus altere, bereits zu .Mittelgebirgen ab- 
getragene jenen jungen, hauptsächlich in der Tertiärzeit von neuem mächtig auf- 
•_" falti ten und daher noch vielfach den EEochgebirgscharakter tragenden Gebirgen 
gegenüberstellen. 



le dieser neuen Auffassungen gab G. Stein mann (Geolog. Probleme in den 
Alpen; Zeitechr. d. D. u. Ost. Alpenvereins 37, 1906, 1—44). Daselbst auf S. 29 die 
Profile durch den Simplen nach älterer und neuerer Anschauung. Ebenso zu ver- 
gleichen Alb. Heim, Geol. d. Schweiz Bd. II, 1919 — 20. Gegen die Ausdehnung 
ose Uberdeckungaschollen-Theorie auf die Ostalpen haben sich österreichische 
Geologen bisher meist ablehnend verhalten. Vergl. u. a. C. Diener (Pet. 
lütt. 1907, LB. 49); J. Frech, Über den Gebirgsbau der Alpen, (Pet. Mitt. 1908, 
224 ff.) Auch die Italiener erkennen die Theorie für die Apenniner) nicht an. Vergl. 
Th. Fischer (Pet. Mitt. 1908, 164 ff.)— 82 ) Vergl. Ed. Sueß, der im letzten Bande 
des Antlitz der Erde (HI 2 . 1909) ganz der Deckentheorie sich anschließt. Vergl. 
Abschn. 13 u. 14 d. Alpen, bes. S. 189 ff.: „Die Tauem sind ein Körper, der mit le- 
pontischez Umrandung unter den Ostalpen (als Fenster) hervortritt." — 83 ) H. 
Stille, Über Hauptformen der Orogenese u. ihre Verknüpfung. (Nachr. d. k. Ges. 
d. Wiss. Göttin gen, Math. nat. Klasse 1918, 2.) — 84 ) S. Passarge (Grundlage! 
III, 1919, 17). 



§ 162. Faltengebirge. 407 

3. Einseitig gebrochene Faltengebirge. Betrachten wir die 
genauer untersuchten bogenförmigen Faltengebirge Südeuropas, so tritt uns 
die Tatsache deutlich vor Augen, daß die konkaven Innern Zonen bereits ge- 
waltige Zerstörungen durch Einbrüche erlitten haben und daher teilweise 
oder ganz verschwunden sind. An ihre Stelle traten häufig vulkanische Er- 
güsse, welche, wie wir vermuten, der Auflockerung der Erdrinde an dieser 
gebrochenen Seite ihr Entstehen verdanken. 

Bei den Westalpen fehlt die innere Zone der Kalkalpen, bei den Ostalpen 
ist sie durch große Verwerfungen gegliedert, und die jungen vulkanischen Erschei- 
nungen treten in den Lessinischen Alpen, sowie den Monti Berici und Eugänei neben 
den jungtertiären Sedimenten auf (Atlas, Taf. 23). Li den Karpaten ist das West- 
ende der kristallinischen Kernzone bereits unter der Ungarischen Tiefebene versenkt 
und nur noch in Resten vorhanden, sie fehlt im Quellgebiet der Theiß und tritt erst 
in Siebenbürgen wieder auf. Dagegen breiten sich längs dieses Innenrandes des 
Gebirges Decken jungeruptiver Gesteine aus (Taf. 14). Ja in den Apenninen ist die 
gesamte Innenzone in die Tiefe gesunken, die kristallinische nur noch in einzelnen 
getrennten Resten vorhanden (wie in den Apuanischen Alpen nördlich von Pisa 
Atlas, Tafel 23], dem Toskanischen Hügelland, dem Kap Circello usw., den Kala- 
brischen Gebirgsmassiven). Die Stelle jenes ehemals zusammenhängenden Gürtels 
nehmen jetzt z. T. weit ausgebreitete vulkanische Aufschüttungen ein, die höchsten 
Erhebungen des Gebirges (Gran Sasso u. a.) sind auf die äußerste Sedimentzone 
gerückt. 

4. Die alten abgeflachten Faltengebirge oder Rumpf' 
gebirge. Die Gebirgsfaltung hat, wie wir wissen, in allen Zeitaltern statt- 
gefunden, wenn auch vielleicht in einzelnen Perioden in erhöhtem Maße. jfEs 
gibt aber Gebirge, in denen eine jüngere Auffaltung nicht nachweisbar ist. 
Sie erweisen sich schon durch die Abwesenheit jüngerer Bedeckungen als 




fc'-M Karbon '-. 3 Devon Sandstein. f^§ Devon Schiefer [ 1 Ober Silur 
£iü Unter Silur Schiefer FiTI Unter Silur Kalkstein. 
Geol. Profil durch die Alleghanies nordwestlich von Harrisburg (nach Rogers)' 1 ). 

ältere Gebilde, sie zeigen meist nur paläozoische Schichten (Ural, Allegha- 
nies) an ihrer Oberfläche. Die von außen wirkenden, die Erhebungen 
wieder zerstörenden Kräfte haben in diesem Falle, unbehindert durch 
spätere Wiederauffaltung, ihre Wirksamkeit durch unendliche Zeiträume 
entfalten können. Die Folge ist eine starke Abtragung aller Faltensättel, 
beträchtliche Verminderung des Abstandes von Gipfel- und Sockelniveau 
und damit ein Ausgleichen der Kammlinie. So kommen die verschiedensten 
geologischen Horizonte an die Oberfläche und zum Teil in gleiches Niveau. 
Bezeichnend ist, wie oft die Gebirgskämme der Ketten alsdann von den im 
allgemeinen härteren Synklinalfalten gebildet werden, die ursprünglich in 
der Tiefe der Muldentäler gelegen haben müssen (S in Fig 72). Solange solche 

85 ) S. B. Willis, The mechanics of Appalachian strueture (in XIII. Ann. 
Rep. of the U. S. Geol. Survey, Wash. 1893, Taf. LVI.) 



Buch II. Physikalische Geographie. — Kapitel 11. Das Festland. 

im Kampf erhaltenen Gebirge daneben Doch ». 1 » » - Anordnung in parallele Kelten 
und das typische Längst»] beibehalten haben, bekunden sie aufs deutlichste 
ihre nahe Verwandschafl zu den Faltengebirgen. 

■ 
l'.i- Hauptbeispiel eines solchen alten, stark abgeflachten Faltengebirges, 

in dem tn>t/. mannigfacher Umgestaltung, auch durch Brflohe, die Richtung der 

Ketten und großen Laugstller noch der nordöstlichen Streiohungsriohtung der 

Schichten entspricht, bieten uns die Allegbanies Mordamerikas (Fig. 72). 

.•.iß treten Rumpfgebirge auch unter den Schollengebirgen auf. 

I 1 Name bezeichnet ja nur ein stark vorgeschrittenes Stadium der Ab- 
tragung, hie neuere Morphologie bezeichnet sie als spätreife oder bildlich, 

weil ihrer Krönungen beraubt, als unterjochte Gebirge 86 ). Der Schwarz- 
wild mit als typisches Beispiel, 

$ 16& Leitlinien der Faltenzüge. Nur selten begegnen wir auf der Erd- 
oberfläche Faltengebirgen von streng geradliniger ^Streckung — Pyrenäen 
und Kaukasus sind die wichtigsten Vertreter letzterer Gattung. Weitaus 
die meisten haben einen bogenartigen Verlauf, ohne daß man die Ursache 
dieser Erscheinung schon erkannt hätte. Was aber besonders beachtens- 
wert, das ist die Neigung zu starken ömbiegungen am Ende einzelner Falten- 
Zilien. Teils wird hierdurch ein fast ununterbrochener Zusammenhang, eine 
\ tmttelung zwischen Gebirgen selbst entgegengesetzter Streichungsrichtung 
hergestellt, die sich damit zu großen die Kontinente durchlaufenden Falten- 
zügen «»der tJebirgssyst einen vereinigen. Teils stellt ein rutenförmiges 
Auseinanderweichen der Einzelketten (eine Virgation) am Ende 
mancher Kettengebirge eine gewisse Verbindung zwischen weit voneinander 
entfernten, parallelen Faltenzügen her. Diesen Leitlinien großer Faltenzüge 
nachzuspüren, um ihnen nach weiter Unterbrechung wieder und wieder ein 
Glied einzufügen, hat einen besonderen Reiz. Es fehlt uns aber noch viel an 
der richtigen Erkenntnis des inneren Baues der meisten Faltengebirge, nm 
die Leitlinien schon überall verbürgen zu können. 

Die rutenförmige Ausstrahlung der Einzelketten von Faltengebirgen tritt 
schon klar Im i den Ostalpen in die Erscheinung, wo die nördlichen Falten zu den 
Karpaten, die südlichen zu den Dinarischen Alpen hinüberleiten. Deutlich läßt sich 
die Umbiegung nach Ost am Kord- und Südende der Anden von Südamerika ver- 
folgen 87 ), sowie die schon unter dem 30° S. Br. beginnende rutenförmige Abzweigung 
einzelner sich stärker umbiegender Ketten (Sierra de Cördova und Höhenzüge süd- 
lich von Buenos Aires. Atlas, Taf. 44). Wirbeiförmig sind die Leitlinien der süd- 
europäischen Gebirge 88 ). Von den Alpen zweigt sich im Norden des Golfes von Genua 
der Apennin ab, biegt sich in Süditalien bezw. Sizilien immer mehr nach West und 
leitet so zum Atlassystem hinüber, dessen Innenseite dem Mittelmeer zugekehrt 
j-t. Am Westende führt eine zweite Biegung im Halbkreis, nur durch den Einbruch 
der Meerenge von Gibraltar unterbrochen, derart zum westlichen Ausläufer der Sierra 
Nevada, daß die Innenseite dieses Gebirges wiederum dem Iberischen Meer zugewandt 
ist, In ähnlicher Weise schwenken die sich von den südöstlichen Alpen abzweigen- 
de n Illyrischen Alpen nach Südosten ab, durchziehen den Westen der Balkanhalb- 
insel DU zum Peloponnea und soheinen idter Kreta längs der Westküste Kleinasiens 
nordwärts umzubiegen 89 ). Dort legt sich der taurische Bogen an, der nun den Süden 
Klemaw'ens durchzieht, um am Südrand Armeniens in die taurischen Ketten umzu 

8 «) W. M. Davis, Ek-klärende Beschreibung der Landformen 1912, 282. r— 
87 ) Ed Sueß, Antlitz der Knie I, 1885, 663. — 88 ) Daselbsl f, 285 ff. — 89 ) Ed. 
Sueß III,. 1901, 411. 



§ 163. Zeitlinien der Faltenzüge. -- § 164. Sohiollengebirge* 3 409 

biegen und sich in den Randgebirgen Irans fortzusetzen. So nähern sich die Falten- 
züge bald emander — es findet eine Scharung, ein engeres Aneinanderschließen 
statt — . bald weichen sie auseinander, weite Hochflächen oder auch tiefe Ein- 
sturzbeeken (Ägäisches Meer, Tyrrhenisches Meer usw.) zwischen sich lassend, so 
daß sie in girlandenförmiger Anordnung innerhalb des curasiselien Gebirgsgürtels 
erscheinen (S. 366). 

§ 164. Schollengcbifse. Das Wesen einer Bruch! i nie im Erdreich 
und der Verschiebung von Erdrindenteilen längs solcher Verwerfungen ist 
früher geschildert (§ 130). Immer mehr bricht sich die Erkenntnis Bahn, 
daß für große Regionen der Erde die Bruchbildung eine viel wesentlichere 
Ursache der Umgestaltung der Erdoberflächenformen ist, als man früher 
annahm. Allerdings scheinen weite Gegenden seit langem die Eigenart völlig 
starrer Schollen angenommen zu haben, in anderen hat aber die Bruchbildung 
niemals geruht, selbst in den jüngsten Zeitaltern nicht. Sie fehlt selbst nicht 
im jugendlichen Aufschüttungsboden, wo freilich Verwerfungsl'ugen und 
-Absätze rasch durch die lockere Deckschicht verwischt werden. Sie haben 
sich daher häufig ihrer Feststellung lange entzogen, bis eine erneute Prüfung 
ihre Spuren aufdeckte. 

1. Niveauunterschiede von beträchtlicherem Maße, so daß wir von 
Gebirgsabfällen reden können, werden bei der Bruchbildung immer nur ent- 
stehen, wenn ein größeres Erdrindenstück dabei in Bewegung gerät. Nach 
unseren neueren Anschauungen ist die Abwärtsbewegung einer sinkenden 
Scholle die hauptsächlichste Ursache. Nicht notwendig braucht sich die- 
selbe ringsum durch Brüche von ihrer Umgebung zu lösen; es kann auch durch 
Beugungen, sog. Flexuren (S. 295) geschehen. Wie dem auch sei, das Stück, 
von dem jene sich losgelöst hat — es mag kurzweg als stehengebliebene Scholle 
(oder „hangender Flügel") bezeichnet werden — , tritt uns fortan als Voll- 
form, als Gebirgserhebung entgegen. Leicht ergeben sich danach die beiden 
Hauptarten von Bruchgebirgen, das Schollenrandgebirge und das Horst- 
gebirge. 

Schollenrandgebirge 90 ). Im ersten Fall kommt als Gebirgserhebung 
nur der Abfall der stehengebliebenen Scholle in Betracht. Die Landstufe, 
soweit sie durch den Abbruch einer Scholle erzeugt ist, gehört hierher, bedarf 
aber kaum erneuter Erörterung (§ 159). Hat der Bruch, ein bereits geneigtes 
Erdrindenstück betroffen, oder ist, wie dies wohl häufig geschehen sein mag, 
während des Vorgangs dieser Gebirgsbildung die stehengebliebene Scholle 
in eine geneigte Lage gekommen,, so haben wir es mit einer Keilscholle 
zu tun. Gebirgscharakter wird sie aber nur am Schollenrand besitzen, sich 
also von der Stufe nur durch die geneigte Rückenfläche der Scholle und die 
etwas schärfer ausgeprägte Kammlinie längs dem First des Schollenrandes 
auszeichnen. Mehr oder weniger parallele Flußtäler auf der schwach geneigten 
Abdachung, kurze in die Kammlinie rückgreifende Rinnsale am Steilrand, 
dessen Gewässer oft ein dem Gebirgsfuß entlang ziehender Fluß aufnimmt, 
sind die Begleiter der Keilscholle. 

Von diesem Standpunkt ist das Sächsische Erzgebirge ein gutes Beispiel 
eines solchen Schollenrandgebirges, sobald man diesen Namen mehr auf die 
orographische Einheit des schmalen Grenzgebirges zwischen Sachsen und Böhmen 
beschränkt und nicht auf die geognostische Emheit einer Rumpfscholle (s. u.) aus- 



') v. Richthofen, Führer, 655. 



110 Buch II. Physikalische Geographie, Kapitel II Pas Festland. 

dehnt. Im N den vereinig! dort das senkrecht bot Kammlinie abfließende Tal- 

System der .Mulde ihre parallelen Quellflüsse ersl in der Ebene; nach Süden lallt 

3 holle in die «i — 800 n tiefer gelegene Senke, welche sron Egerund Biela in Langs- 

durchströmt wird und mit jungterti&ren, unnuttdbar auf dem tiefgesenkten 

«Jinis ruhenden Ablagerungen bedeckt ist. 

Horstgebirge* 1 ). Auf den Begriff dea Elorstgebirges ist früher 
schon hingewiesen (S. 294 und Fig. 65). Es setzt im Grunde einen allseitigen, 
durch Bruchlinien bewirkten Gebirgsabfall voraus; der Name scheint in- 
dessen auch gerechtfertigt, wenn der größte Teil <ler (Jmfassungslinien eines 
Gebirges auf solche Vorgänge zurückzuführen ist. ()1> nun in diesen Fällen 
die formgebenden Niveauunterschiede nich.1 teilweise auch durch eine Empör- 
ung des Horstes bewirki sind, wie manche annehmen, entzieht sich bis 
• noch oft der Entscheidung. 

Oh der Mar/, den man längere Zeit als Vorbild eines Horstes anzusehen ge- 

neigl war. wirklich als solcher zu gelten hat, erscheint nach den neueren Unter- 
suchungen, die jüngere Auffaltungen nachgewiesen haben, doch fraglich. Die Horst- 
natur der Zwillingsbildungen Vogesen und Schwarzwald tritt auch nicht deutlich 
in die Erscheinung; ausgeprägte Bruchlinien begrenzen beide Gebirge nur nach der 
Khcinseite. während Außenränder mehr durch Abtragungsstufen der flachabfallen- 
den Deckschichten gebildet zu werden scheinen"'-). 

Systeme der Bruchlinien. Es ist nun wichtig, darauf hinzuweisen, 
daß ebenso wie weite Landstriche \on derselben Richtung der Auffaltung 
ergriffen sind, so auch die zahlreichen Bruchlinien, die ein echtes Schollen- 
land durchziehen, immer deutlicher Bich in gewisse Systeme ordnen lassen, 
bei denen eine Hauptrichtung vorherrscht. Sie treten freilich, weil sie sich 
mehrfach kreuzen, weniger klar in die Erscheinung wie die stetigen oder nur 
allmählich sich umbiegenden Faltungsrichtungen, aber weil sie die heutigen 
Umrisse der Gebirgserhebungen im Schollenland hauptsächlich bedingt halten, 
so las sich doch in vielen Fällen von der Karte ablesen. Die erweiterte 

Forschung hat auch die Talstreckenbildung in manchen Ländern in engen 
Zusammenhang mit diesen Systemen von Bruchlinien zu bringen gewußt. 

Auf diese Weise ist die am Anfang des 19. Jahrhunderts von L. v. Buch auf- 
llte Dreiglifiderung der deutschen Gebirge nach ihrer Erhebungsrichtung in 
anderer Gestalt wieder aufgelebt infolge der Erkenntnis, daß hauptsächlich drei 
Richtungen von Bruchlinien das deutsche Schollenland durchsetzen und sowohl 
die Inirisse der Gebirge als den Verlauf zahlreicher Talsenken bedingen: das nie- 
derländische System, nordöstlich (bis ostnordöstlich) gerichtet, im Hunsrück 
und TflUnus wie im Erzgebirge vertreten, das rheinische, in den Begleitern des 
nh.rrheinischen Tieflandes mit Xordnordostrichtung erkennbar, und das herzy- 
ii i -ehe, nordwestlich gerichtet, wie es Harz und Sudeten, Thüringer und Böhmer 
Wald zeigen. — In gleicher Weise sind es z. B. meridionale Bruchlinien, die das Pla- 
teau von Utah im westlichen Nordamerika durchsetzen. 

2. Deutliche Unterschiede müssen sich daher ergeben, je nachdem 
ein Tafelland, ein Faltengebirge oder das Gebiet eines Gebiigsrumpfes von 
solchen Brüchen erreicht wird. .Man wird daher nach diesen Gesichtspunkten 
drei Arten von Sehollengebirgen unterscheiden dürfen 93 ). 

91 ) v. Richthofen, Führer, 6ö.">. — 92 ) H. Eck in Zeitschr. d. Deutsch. 
Geo I. S. 248. Vergl. auch Penck II, :560. — 93 ) Die von Supan 

durchgeführte Unterscheidung in Tafelschollen-, Faltenschollen- und Rumpfschoflen- 
gebiru" erscheint mir zweckmäßiger ale diejenige Pencks in Deckschollen- und Grund- 
BchoUi 



§ 164. Schollcngebirge. 



411 



Die Tafelschollengebirge (Tafelgebirge) treten in der Form von 
Bchicbtstuiengebirgen und Taielhorsten in vielen Tafelländern mit mehr 
oder weniger wagerechtem Schichtenbau auf. Beide unterscheiden sich wenig 
von den entsprechenden Formen des Erosionsgebirges (§161), nur daß die ero- 
dierende Kraft der fließenden Gewässer durch die großen Vertikalunterschiede 
wirksamer gemacht ist und den Bildungen eine reichere Ausgestaltung gibt. 



Fig. 73. 



Schirfergeb 



W 



Wald 

F\Jdtt 



Meissner 7507 1 

^~j. Werra 



Zu'Ksfeld 




() 



nurtuP&Tick. 

\ '. .i Tcr-tuir [i!LJ Ke\<per Sü- • Musch^llcalK \=A BunXsaruLsteirv 
KO Gt'faixeles Gru.ii(tgebirye L^S BasaJi. 



Geolog. Profil durch das nordhessische Bergland. Maßstab 1 
in lOfacher Überhöhung 1 "). 



1 250 000 



Das hessische Bergland, ursprünglich ein Sandsteinplateau, verdankt seine 
mannigfaltige vertikale Gliederung, abgesehen von den Durchbrüchen zahlreicher 
Basaltkegel und -decken dem Zusammenwirken von Längs- und Querbrüchen und 
besteht daher jetzt aus vielen kleinen Tafelschollen von recht verschiedener Höhe, 
die zum Teil durch Basaltdecken (Meißner) vor der Abtragung bewahrt blieben 
(Fig. 73 in Verbindung mit Atlas, Tai. 21). 



74. 



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'W.vGr. 



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KanablPl. Kai b ab Plat 

3 2700 m 




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2 



Meerexsp. J D in IV V 

1: 2.500000 i.n.fuafTaclier UberhöKung. tx=£3 Kctrbort 
Geolog. Profil durch das Koloradoplateau" 5 ). 



rwuch. Duzton, 



r :■'•."••■'■• ■! Archaisch. 



In großartigem Maße ist das Koloradoplateau durch meridional ver- 
laufende Verwerfungen in Tafelschollen zerlegt, die gegenseitig um 1000 m 

94 ) Penck, Das Deutsche Reich, 1887, S. 320. — 95 ) Karte nach Peter- 
mann, Stielers Handatlas, Taf. 58; Das überhöhte Profil nach C. E. Du t ton, 
Tert. Hist. of the Gr. Canon District, Wash. 1882, PI. 2 (Anm. 53). 



\\: Buch II. Physikalische Geographie 



Kapitel II. Pas Festland. 



und mehr verschoben Bind, wie dies Fig. 7 1 andeutet. Die Einzelschollen 
sind m breit, um als (Gebirge zu gelten, wohl aber sind sie mit mächtigen 
tonsstufen umkr&i »98) und bedeokt. 

I '; 1 1 enschollengebirge- Wird ein Faltengebirge durch Brüche 
in Schollen zerlegt, so bedingt die Richtung der Verwerfungen im Verhältnis 
Streichungsrichtung die Scheidung von Längs- und Querschollen, die bei 
[schollen nichl notwendig ist. Jede Faltenscholle, in der die Erhebungs- 
richtung mit der Streichungsrichtung übereinstimmt, wird als Längsscholle 
(Längshorst), jede solche) bei tfrelcher Bich beide schneiden, als Querscholle 
oder Schräg8cholle > (Diagonalscholle) bezeichnel werden müssen. Wird 
mm ein Faltensystem von Quer- (oder Schräg-] Brüchen derart betroffen, 

dafi durch Absinken von Zwischenßchollen einzelne Stiw ske jener Kalten 

als isolierte Erhebungen stehen bleiben, bo bilden sieh Fa Ltenschollen- 
gebirge. In der Form kleiner Längsschollen treten sie wie Inseln häufig 
dort aus dem Flachland auf, wo größere Faltengebirge durch Querbrüche 
ihr Ende erreichen, wie z. B. am Fuß der Ostalpen (Leithagebirge, Bakony 
Wald). In ihrer reihenförmigen Anordnung lassen sie trotz großer Zwischen- 
räume zuweilen die ehemalige Ausdehnung großer Kettengebirge noch weit- 
hin ins Flachland oder. über inselreihen hinweg verfolgen. Auf die angedeutet? 
Weise können Faltensysteme vollkommen in Erhebungsfolgen aufa 

werden. 



Wir erinnern an die Erhebungen kristallinischen Gesteins, welche im bogen- 
förmigen Verlauf die argentinischen Pampas durchziehen und als Fortsetzung der öst- 
lichen Andenkette anzusehen sind (S. 408). 



Fig. 75. 



Der Kranz der kleinen Antillen bildet 
eine Folge kleiner Schollen eines Falten 
ZUges, von denen freilich manche eher als 
Querhorste bezeichnet werden könnten, 
abgesehen davon, daß vulkanische Bil- 
dungen die unterlagernden Schichten oft 
verdecken. 

Im östlichen (Griechenland ist die 
d, wo das Wesen des aus Quer- 
schollen zusammengesetzten Falten- 
schollengebirges recht deutlich verfolgt 
werden kann. Das Thessalische Küsten- 
gebirge erscheint uns mit seinen drei 
Hauptgipfeln von Olymp, Ossa, Pelion, 
ebenso w ie das ( iebirge von Nordeuböa und 
das Pindusgebirge (Atlas. Taf. 26), als süd- 
östlich streichende Erhebungen. Indessen 
halien wir «'s mit zwei vollkommen ver- 
schiedenen Faltungssystemen zu tun. 
Den Westen der Balkanhalbinsel liehen 
sehen in der Tai südsüdöstlich streichend ■ 
Falten. Im Pindussystem stimmt Gebirgs- 
und Streichungsrichtung überein. Den 
Osten Griechenlands erreicht dagegen ein 
älteres von Kleinasien herüberstreichendes ostwestliches System zahlreicher paralleler 
Falten. Diesen gehören die Längssohollen des Othrys, Oeta und der Gebirge an, 
Böotden wm Attika trennen; in diesen verläuftauch die Kammlinie westösi li< ih. 
Aber längs der Küste haben parallele Bruchlinien das Thessalische ECüstengebirg« 




_^_ KammUme der Gebirge 

mas^ StreirhxirxgsrniUuiuj fler Schichiett 

Brut Minien . 



§ 164 Schollengebirge. — § !»>.">. Vulkanische Gebirge. 413 

aus einer großen Zahl von kurzen Querschollen des alten Faltengebirges zusammen- 
geschweißt. Die Kammlinie ist nunmehr (Fig. 75) der Richtung des Faltenstreiohens 
schnurstracks zuwider und läuft über Faltensättel und -niulden hin' J,; ). 

Rumpfschollengebirge oder RumpfhorstQ. Von dem zuletzü 
beschriebenen Fall unterscheidet sich, ein Rumpfhorst nur dadurch, daß ein 
Stück alten Faltenlandes, das aber durch Abtragung bereits seines Gebirgs- 
charakters entkleidet war. durch Brüche neue Umrisse erhält und in ein an- 
deres Niveau zur Umgebung gebracht wird. Setzen wir auch hier den Ver- 
lauf der maßgebenden Bruchlinien zum Faltungssystem der Schichten in 
Beziehung, so lassen sich Beispiele aller Arten von Schollengebirgen unschwer 
erkennen. Im allgemeinen mehr in der Form von Massiven (S. 377) auftretend, 
zeigen sie mitunter die deutlichsten Formen eines Rücken-, seltener eines 
Kettengebirges. Als gemeinsame Kennzeichen ergeben sich dabei geringer 
Unterschied der Gipfelhöhen, eine Oberfläche vorherrschend von Plateau- 
charakter mit flachgewölbten Kuppen und einförmigen Rücken, Talsysteme 
ohne ausgesprochene Richtung, oft widersinnig zur Schichtenfaltung. Das 
Durchbruchstal (§ 170) ist typisch für diese Rumpfschollengebirge, und wo 
die Seitentäler die Längsrichtung annehmen, sind sie nicht so breitsohlig 
wie die tektonischen Täler der Faltengebirge. 

Die deutschen Mittelgebirge gehören größtenteils den Rumpfschollengebirgen 
an. Das Erzgebirge vertritt die Form einer schräggestellten Längsscholle, indem 
die Gneismassen, aus denen es in der Hauptsache gebildet ist, ebenso wie die teil- 
weise aufgelagerten paläozoischen Schichten in ostnordöstlicher Richtung aufgefaltet 
waren, in der auch der Bruchrand verläuft. Und jenseits einer in gleicher Richtung 
verlaufenden Mulde, in der vom Rotliegenden überdeckt die Steinkohle sich ab- 
lagert, — sie läßt sich auch durch Talknickungen von Zwickau bis Freiberg erkennen 
(Atlas, Taf. 21) — erhebt sich als niedriges Hügelland ein zweiter Sattel kristallinischen 
Gesteins, von den Geologen das sächsische Granulitgebirge genannt, mit gleich- 
gerichteter ostnordöstlich streichender Faltung 97 ). — Den Südabfall des benach- 
barten Thüringer Waldes 98 ) begleitet dagegen ein Querbruch von erstaun- 
licher Länge, denn auch in diesem Gebirge streichen die älteren Falten durchaus* 
ostnordöstlich, wie sich am unbedeckten Plateau des Frankenwaldes deutlich er- 
kennen läßt. Der Nordwesten hat eme reiche Geschichte, Porphyrmassen drangen 
dort fast alles überdeckend hervor, darauf lagerte sich fast die ganze Folge meso- 
zoischer Gesteine ab. Nun erfolgten jene parallelen Querbrüche, die dem nordwest- 
lichen Wald die Umrisse eines schmalen Rückengebirges verliehen, und die Denu- 
dation entfernte seitdem das Deckgebirge größtenteils wieder. — Auch der Harz 
gehörte ernst dem gleichen Faltungssystem an, während die Randbrüche später ein 
Gebirge von elliptischem Umriß mit westnordwestlich ziehender Erhebungsrichtung 
aus ihm bildeten, einen Querhorst mit abgeflachten Gipfeln (vergl. übrigens S. 410) 

§ 165. Vulkanische Gebirge. Nachdem früher (§ 134) die Einzel- 
formen vulkanischer Erhebungen besprochen sind, gilt es jetzt Vorkommen 
und Verbreitung der Vulkanberge kurz zu erörtern. Das erstere ist an keine 
Höhenstufe gebunden, sie treten ebenso als wenig bemerkbare Erhebungen 
wie als gewaltige Bergmassen auf. Sie sitzen auf dem Kamm der Gebirge wie 



96 ) S. Bittner, Burgerstein, Neumayr u. Feller in Denkschr. d. Wiener 
Akad. d. Wiss., Math.-nat. Kl., Bd. 40, 1880, daraus Fig. 75. — 97 ) H. Credner, 
Das erzgebirgische Faltensystem, Vortrag, Dresden 1883. — 98 )H. Proeschold, Der 
Thüringer Wald und seine Umgebung, Stuttg. 1891 (Forsch, z. deutschen Landes- 
u. Volkskunde V, Heft 6). 



411 Buch II. Physikaliaohe Geographie. Kapita] II. Das Festland. 

auf zwischengelagerten Hochebenen. \ ielfach liberragen sie den Kamm der 
Hochgebirge. Aber als aufgeschüttete Blassen darf für sie nicht Bchlankweg 
die absolute Höhe des Gipfels in Rechnung gezogen werden, sondern eigent- 
lich nur die Erhebung über dem Niveau de- durchbrochenen Erdreichs. 

Von dienern Standpunkt kennen wir zurzeit kaum höhere Vulkanberge als 
solche von rund öimmm». Dazu gehört u. a. der sieh unmittelbar am .Meeresstrand 
erhebende Kliutschewskaja Bopka in Kamtschatka (4800 m ) und der Kili- 

ma-Ndaoharo in Ostafrika, der sieh auf einer Hochfläche von etwa IlNMö» his zu 

«>«HM>m (ahaohit) erhebt. Übrigens weohsell bei dem unsichere stand von Krater- 
rand und Aschenkegel die Gipfelhöhe tätiger Vulkane rasch, wie z. B. die des Vesuvs 

Beil hundert Jahren /wischen 1100° und L300°> schwankte. 

seilig können kleinere Vulkankuppen und -kegel als Kleinformen 
einer Landsohafl einen eigentümlichen Charakter verleihen (Eitel, die Puys 
in «1er nördlichen Auvergne); zu Vulkangebirgen kommt es erst bei eng- 
tüossenem Auftreten. 

Ein vulkanisches Kuppengebirge von kleinstem Umfang ist das Sieben- 
: l.'' am Rhein; zu einem solchen von ungemein unruhigem Oberflächenbau 
liat die Erosion das Böhmische Mittelgebirge umgestaltet, hei dem Basalte, 
Trachyte und Tuffe wohl einst mehr von Kreidesandsteinen bedeckt gewesen sind. 
Ein vulkanisches Kamingebirge von beträchtlicher Länge stellen die Trachvtmassen 
d< i Eargita in Siebenbürgen im QueUgebiel der Bfaros und Aluta, an der die beiden 
Koke! entspringen, dar (Atlas, Tal 25b). 

Eine zuverlässige Statistik aller in historischer Zeit tätigen Vulkane 
wiid schwer herzustellen sein: auch die Zahl von 430 Vulkanen 99 ), für welche 
innerhalb der letzten Jahrhunderte Ausbrüche nachgewiesen sein sollen, 
dürfte zu niedrig gegriffen sein. Es ist auch im Einzelfall schwierig, einen 
Vulkan für vollkommen erloschen zu erklären, ebenso überhaupt die Indivi- 
dualität des Einzelvulkans festzustellen. Man hat deshalb versucht, den 
letztem Begriff durch „Eruptionszentrum" zu ersetzen 100 ). Doch fehlt 
es noch viel zu sein an genauem Durchforschungen der meisten Verbreitungs- 
gebiete, um eine bestimmte Zahl der als erloschen geltenden Vulkanberge 
verbürgen zu können. Sicher ist sie weit größer als die der in jüngsten Zeiten 
tätigen 101 ). 

Wenn nach obiger Angabe allein 321 mit 2162 ( = 75%) Ausbrüchen 

zwischen 1800 und 1914 auf die Umsäumung des Großen Ozeans entfallen. 

so ist dies ein Beweis für den engen Zusammenhang, in welchem der Falten- 

•1 der pazifischen Gestade mit dem Vulkanismus steht. Im allgemeinen 



••) Die sorgfältigste Zusammenstellung der in geschichtlicher Zeit tätigen 
Vulkane diirfte im ..Katalog d. geschichtl. Vulkanausbrüche" von K. Sapper (Straß- 
. L917) enthalten sein. Die Angaben weichen nur unbedeutend von denen 0. Mer 
calli.- ab (I vulcani attivi della terra, .Milano 1907). Vergl. d. Auszug aus der Ta bei Ir- 
in geogr. Anordnung bei Supan, Phys. Erdk. 1016, 399. Mercalli nimmt 213 seit 
tätige Vulkane an, Sapper zählt v. 1800—1914 2865 Ausbrüche auf. — 10 °) A. 
St übel. Ober die Verbreitung der hauptsächlichsten Eruptionszentren und der sir 
kennzeichnenden Vulkanberge in Südamerika. (Pet. Mitt. 1902, 1. M. Karte). — 
101 ) Begreiflicherweise läßt sich auf Übersichtskarten der ganzen Erde der Reichtum 
an vulkanischen Erhebungen innerhalb der Einzelgruppen uichl entfernt darstellen. 
Sie können nur ein allgemeines Bild geben. Vergl. Berghaus, Physik. Atlas Abt. 1. 
Taf. :;. 1888, I : 90000000. Auf C. Wägler, Die geogr. Verbreitung der Vulkane 
(Mit t . d Vereins f. Erdk., Leipzig VHHh mit 2 Planigloben im mittleren Maßstab 
1 : 31000000), wird nur wegen der Karten verwiesen; der Text ist flüchtig und zeigt 
den V der Aufgabe uichl gewachsen. 






§ 165. Vulkanische Gebirge. 415 

reihenförmig gruppiert, wenn auch keineswegs strenglinear innerhalb der 

Einzelgruppe, lassen sich die tätigen oder noch wohl erhaltenen Vulkane 
auf den australischen und asiatischen Inselkränzen von Neuseeland bis nach 
Kamtschatka und den Aleuten — auch die Marianen rechnen wir hier ein 
— fast in ununterbrochener Folge erkennen. Am reichsten dürften sie sieh 
auf dem äußern Kranz der Sundainseln auftürmen, da man in Sumatra und 
Java deren einschließlich der erloschenen je mehr als hundert nachgewiesen 
hat. Geringer scheint ihre Zahl auf dem Westrand von Nordamerika zu sein. 
Größere Lücken finden sich hier zwischen dem Vorkommen kürzerer Reihen. 
Erst in Mexiko beginnt das gesellige Auftreten von neuem, um sich dann. 
wieder durch weite Lücken vulkanloser Gebiete getrennt, in Zentralamerika 
(13° — 9° N. Br.) und wieder nahe dem Äquator in Colombia und Ecuador 
(5° N. — 3° S.) fortzusetzen. Unweit des Titicasees beginnt dann eine neue 
Reihe 102 ), die nach den neueren Untersuchungen nun kaum mehr eine größere 
Unterbrechung erfährt bis zur Südspitze des Kontinents, so daß es ziemlich 
willkürlich erscheint, hier von einem besondern peruanisch-bolivianischen, 
chilenisch-argentinischen und patagoni sehen Vulkangebiete zu sprechen. 

Die Vulkane fehlen dagegen fast ganz an den Schollenküsten des At- 
lantischen und Indischen Ozeans, treten aber auf den ihnen zugekehrten, 
in Inselkränze zerstückelten Faltengebirgen, wie auf den kleinen Antillen in 
Westindien und, wie schon erwähnt, auf den großen Sundainseln wieder auf. 
Innerhalb des Eurasischen Falten gürteis erscheinen Vulkanbildungen seltener, 
doch fehlen sie dem westlichen Zweige keineswegs und sind auch hier meist 
in Gruppen vereinigt. Sehen wir von dem mehr sporadischen Auftreten am 
Innenrand der südspanischen Kordillere und des Atlas ab, so folgt dem mäch- 
tigen Vulkangebiet längs der Tyrrhenischen Küste Italiens — der Ätna 
steht schon außerhalb des inneren Bruchrandes — dasjenige der griechischen 
Kykladen; an das kleinasiatische schließt sich das reich ausgebildete Ar- 
meniens. Kaukasus und Eiburs besitzen deren, während sie im Himalaja 
bisher nicht nachgewiesen sind. Sie fehlen nicht am Bruchrand der Südalpen 
und Karpaten und treten sporadisch im Bereich des westeuropäischen Schollen- 
landes (Auvergne, Eifel, Nordböhmen usw.) auf. Vor allem machen sie sich 
längs des großen ostafrikanischen Grabens inmitten des heutigen Kontinents 
geltend und fehlen nicht im Gebiet seiner nördlichen Verlängerung längs des 
syrischen Grabens und im Nordwesten Arabiens. Auch in Westafrika treten 
sie vereinzelt auf. Ein solches Vulkangebiet gruppiert sich um den innersten 
Winkel des Guineabusens (Kamerunberg, Fernando Poo usw.). Madagaskar 
trägt Vulkane; die benachbarten Inseln (Komoren, Maskarenen) sind vul- 
kanisch. 

Innerhalb der Ozeane selbst lassen sich die Vulkane bis jetzt schwie- 
riger zu bestimmten Gruppen vereinigen. Die große Mehrzahl aller hohen 
Inseln des großen Ozeans sind rein vulkanischer Natur, ebenso wie die Galä- 



102 ) A. St übel (vergl. Anni. 100) unterschied noch 1902 ein völlig getrenntes 
peruanisch-bolivianisches Vulkangebiet (16° — 26° S.) von einem mittelchüenischen 
(340 — 14 o g # ) s wogegen R, Hauthal (Pet. Mitt. 1903, 97—102) sofort die Lücke 
zwischen 26° — 34° S. durch etwa 80 nachgewiesene Vulkanberge, besonders dicht 
im O. der Atakamawüste, ausfüllte und im übrigen die von Stübel südl. d. 34° Br. 
angenommenen 28 Eruptionszentren auf 48 ergänzte, ganz abgesehen von ca. 30 vul- 
kanischen Deckenergüssen im O. der Kordilleren. Vgl. die zugehörigen Karten 
St Übels und Hauthals 1: 10000000, die beide seltsamer Weise ohne ausgezogenes 
Gradnetz veröffentlicht sind(!). 



#16 Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel II. I>as Festland. 

pagos in dri Osthälfte desselben. Von den Inseln des Atlantischen Ozeans 
gilt dasselbe. Die Antarktis entbehr! dergleichen Erscheinungen nicht (Gauß- 

in Kaiser-Wilhelm-] f .-Land, Erebiia and Tenor im Victoria-Land): 
Damil ist die Anisahlung nicht erschöpft. Nur dir wichtigsten Verbreitungs- 
gebiete konnten genannt werden., Das Ergebnis ist von neuem ein sehr häu- 

Zusammenhang des Vorkommens mit bektonischen Regionen, ohne daß 
-leh die Vulkane als notwendige Begleiterscheinungen erweisen. 



§ 166. Die Gewässer des Festlandes. Die feinere Ausgestaltung der 

doberfläche wird, wie wir sahen (§ 151), durch gewisse Kleinformen hcr- 
lufen, unter denen man an sieh, wie hei den ({roßformen, einen Gegell 
-atz /.wischen Voll- und llohlformen niaclien könnte,. Tatsächlich haben 
Lange Zeit hindurch nur die letzteren die Aufmerksamkeit der Geographen 
auf sich gezogen, weil sie zur Aufnahme der von der Landoberfläche abfließen- 
den Gewässer dienen, bis diese am tiefsten Tunkt, also, wenn sich die Hohl- 
fornien nach dein Meere zu öffnen, in diesem selbst zur Kühe kommen. Bäche, 
Seen geben innerhalb der Täler und Becken, in denen sie 
.-ich bewegen und sammeln, zwar nur ein Element der Gestaltung der Boden- 
form an. aller ein aehr wichtiges and leicht zu verfolgendes, nämlich eine 
Tiefenlinie, gegen welche die Gefällsrichtungen der Umgebung geneigt 
aind; in ihrer Eorizontalprojektion zeichnen wir sie als Flußlinien und 

ränder (Küstenlinien) auf dir Karte. 

, Methodisches. Es ist bekannt, daß die Kartographie sich viele Jahr- 
hunderte begnügte, lediglich das Netz aller dieser feuchten Tiefenlinien festzulegen, 
■ j drin Beschauer überlassend, sieh daraus zugleich eine Vorstellung von der Plastik 
des Erdbodens zu machen. Als ein Erzeugnis der Phantasie, die hierdurch genährt 
wird, haben sieh bis ins 19. Jahrhundert auf den Karten nicht selten langgestreckte 
Gebirgszüge dort erhalten, wo im Flachland nur niedrige Anschwellungen den Ab- 
fluß regeln, weil man sich im gebirgigen Mitteleuropa das Quellgebiet eines Stromes 
nur auf dem Gebirgskamm vorstellen konnte. Die Hydrographie des Festlandes, 
dir Lehre von den Quellen, Flüssen, Sern blieb in den geographischen Lehrgebäuden 
bis in dir Gegenwart ein im übrigen unabhängig von der Urographie und losgelöst 
von den sir beherbergenden Gefäßen behandelter Zweig der physikalischen Erd- 
kunde Je mehr man indessen die wahre Abhängigkeit des Flußverlaufes und der 
v7as8erBanunlung in Sern von der Bodengestaltung erkannt hat, je mehr die zusam- 
menhängenden Klußlinii n sieh als eine Verkettung zahlreicher Hohlformen (Täler) 
um ganz verschiedenem Ursprung erwiesen, an deren Ausgestaltung der in ihnen 
heute entlang ziehende Strom oft nur einen untergeordneten Anteil hat, während 
ihm manche Verbindungsglieder allein ihre Entstehung verdanken, um so mehr ist 
der Schwerpunkt der Betrachtung von den Gewässern selbst an die Stellen des festen 
Bodensj welche sie aufzunehmen vermögen, gerückt. Diese gesunde Entwickelung 

oschaftlicher Anschauung, die uns beim Studium des hydrographischen Netzes 
nunmehr von der orographischen Karte ausgehen heißt, muß sich auch im Lehr- 
gang aussprechen. 

Wir weiden daher zunächsl die im Gelände vorgezeichneten erhabenen 
punkte des fließenden Wassers, die Wasserscheiden, sodann 
die abwärts geneigten Kanüle in denen es herabgleitet, nämlich die Täler, 
und endlich seine Ruhepunkte, die Seebecken, betrachten, ehe wir zu den 
diese Formen in Verbindung Betzenden Flußsystemen (§ 177) selbst über- 
gehen. 



§ 167. Die Wasserscheiden. 417 

§ 167. Die Wasserscheiden 103 ). Jedem rinnenden oder stehenden 
Gewässer auf der Landoberfläche kommt ein bestimmtes Gebiet zu, von dessen 
mittelbar oder unmittelbar nach innen geneigten Flächen das Wasser der 
betreffenden Tiefenlinie oder dem Tiefpunkte zufließt. Das ist sein Strom- 
gebiet, dessen Außengrenzen die sogenannte Gesamtwasserscheide des 
Gebietes bilden. Jeder Einzelpunkt derselben befindet sich an einer Stelle, 
wo zwei Gefällsrichtungen des Abflusses von einander ab- 
gekehrt sind. Im Vergleich mit dem nächst, benachbarten Gelände ist eine 
Wasserscheide also stets eine Höhenlinie, die, wie jede Grenze doppel- 
seitig ist, damit den beiden Gebieten angehört, welche sie trennt. So wichtig 
die Kenntnis ihrer Lage auch für manche hydrographische Fragen ist, so 
linden die Wasserscheiden auf unseren Karten doch keine unmittelbare Dar- 
stellung. Wir vermuten sie in der Nähe der Quelle eines Rinnsals, und zwar 
etwas oberhalb, weil die meisten Quellen am Abhang einer Erhebung ent- 
springen, und ziehen daher mit größerer oder geringerer Berechtigung die 
Hauptwasserscheide als Linie längs der Mitte zwischen den Ursprungsstellen 
zweier nach entgegengesetzten Richtungen strömenden Gewässer. Die Wasser- 
scheide umschließt das Quellgebiet eines Flusses, um dann im Zusammen- 
hang dem ganzen Flußbecken als vereinigende Grenzlinie (Scheidelinie) zu 
dienen (§ 177). 

Bleiben wir zunächst bei ihrer trennenden Aufgabe, beim wasserteilen- 
den Punkte oder der wasserteilenden Strecke stehen. Gut entwickelt 
setzt letztere einen deutlichen First zweier widersinnig entwässerten Ab- 
dachungen voraus. Nicht selten verflachen sich jedoch einzelne Stellen. Die 
Wasserscheide wird unbestimmt; sumpfige Flächen verdecken sie. 
Statt einer Höhenlinie trennt eine neutrale Ebene, die in der Niederung ge- 
waltige Ausdehnung annehmen kann, die benachbarten Abflußgebiete. (Weitere 
Ausführung im § 178.) 

1. Normal nennen wir die Linie, wenn sie als sog. Kammwasser- 
scheide mit dem Verlauf der Kammlinie einer Erhebung zusammenfällt 
und mit dieser alle Höhen- und Tiefenpunkte gemeinsam hat. Bei Ketten- 
gebirgen also, wenn sie den Hauptkämmen entlang läuft und damit die Haupt- 
abdachungen des Gebirges auch hinsichtlich des Wasserabflusses scheidet, 
gleichviel, ob sich die von den verschiedenen Abdachungen abrinnenden Ge- 
wässer etwa außerhalb des Gebirges wieder zu einem Flußsystem vereinen 
oder nicht. 

Normal ist die Scheide im Thüringer Wald (Atlas, Taf. 21), normal ist auch 
im allgemeinen die Hauptwasserscheide der Alpen, da sie Außen-, Innen- und Ost- 
abdachungen des Gebirges normal trennt. Von den Ligurischen Alpen in vielfach 
gewundenem Einzelverlauf bis an die Hohen Tauern gelangend, gabelt sie sich an 
deren Westende (Dreiherrenspitze, Atlas, Taf. 23) und läßt keinen Fluß der unga- 
rischen Abdachung nach Oberdeutschland und der Adria oder umgekehrt gelangen. 

Alle Kräfte, welche einen Gebirgskamm abzutragen suchen, helfen 
die Wasserscheide erniedrigen. Die eigentlich gefährdeten Stellen sind immer 
ihre Tiefpunkte, sobald sich diesen die Wurzeln zweier Gegentäler nähern, 



103 ) In erschöpfender Weise zum ersten Male behandelt v. A. Philippson, 
Studien über Wasserscheiden, Leipzig 1886, 162 S. Vergl. auch v. Richthofen, 
Führer 695; reiche Literatur bei Solch in Kendes Handb. d. Geogr. Wiss. (1914, 
177 ff.). 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 27 



1 1 -n Buch II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

weil das abfließende Wasser dann beiderseits mit starkem Gefall rückgreifend 
an der Brniederung arbeiten kann. Wenn trotzdem sich viele Wasserscheiden 
durch ganze Erdepochen la&\ an der nämlichen stelle erhalten haben, so 
mint dies im allgemeinen von «lern geringfügigen Wasservorral hei. 
■ lei nei ade m der iininit t ciliaren Umgebung der Scheide zur Verfügung zu 
Btehen pfl< 

9 »bald freilich einer jenci Tiefpunkte unter das Niveau eines bc- 
nachhaiten Samnielgebietes erniedrigt wird und somit dieses letztere sich 

durch die Lücke in dasjenige entwässern kann, von dem es bisher geschieden 

wai. 90 gliederl sich der alten Wasserscheide des St ainndieckeiis sofort die 

jenige des Machbargebietes an. Die bisher gemeinsamen Strecken der Haupt 

-. rseheide werden bis auf die I hirclihruelistelle NYhenscheiden. Wir 

sprechen in diesem Kall von einer überspringenden oder durchgreifen- 
den Wasserscheide. Die Ursache" solcher Plußdurchbrüche wird uns später 
beschäftigen (§ 170). Hier erinnern wir an die auf der Karte leicht zu ver- 
folgende Tatsache, wie ungemein häufig solche rück- oder durchgreifenden 
Wasserscheiden sich finden. Eine unsymmetrische Teilung nach dieser Rich- 
tung folgt besonders bei solchen Gebirgen, die eine ausgesprochene Regen- 
seite besitzen. Dort ist die Scheide weit nach innen gerückl und verläuft 
oft über niedere Innen ket t eil . während bochgipfelige Vorketten nur Scheiden 

iter Ordnung bilden. 

Dil- auffallendsten Beispiele"") gewähren <ü«' von den .Monsunen bestrichenen 
Südabhänge des Himalaja (Tai. ."58), wo nicht nur die Hauptfliisse (Indus, Satledsch, 
Brahmaputra) auf der tibetanischen Seite entspringen, sondern zahlreiche andere 
ihre Quellen auf Hinterketten haben. Das gleiche ist der Fall bei den Anden von Peru 
(Tal 44). wo die Westkette Bauptwasserteüer ist. Die Erosion greift hier weit von 
der regenreichen Ostseite aus ins Gebirge. In Ecuador, wo beide Gehänge Nieder- 
schlage empfangen, springt die Wasserscheide dagegen mehrfach von einer Haupt- 
kette zw andern über (Taf. 44). 

2. Besondere Beachtung verdienen noch die Talwasserscheiden 106 ), 
niedrige Erhöhungen, die sich quer durch ein Tal hinziehen, also lediglich 
den Boden dieser Hohlformen, nicht diese selbst gliedern. Sie sind in Ketten - 
gebirgen weit häufiger, als man nach 1'bei sichtskart cn vermuten sollte, be- 
sonders in Längstälern (S. 423). Zuweilen unter unseren Augen durch Stein- 
tobel und Bergstürze entstanden, lassen sich manche auf Moränenschutt der 
it zurückführen, wie denn diese Letztere in manchen Gebirgen und einst 
vergletscherten Flachlandsgebieten erheblich zur Umgestaltung der Tal- 
SVSteme und damit des Verlaufes der Wasserscheiden beigetragen hat. I >i<- 

Verstopfung eines Tales an irgendeiner Stelle bedingt zeitweilige - Gefälls- 
verminderung und Auffüllung des oberen Talbodens mit Geröllmassen. Oft 
Überwindel dei aufgestaute Fluß das Hindernis unmittelbar und es entsteht 
auf die Hauer eine Tälwasserscheide nur dann, wenn die Aufstauung schließ- 
lich im oberen Talabschnitl zur Hm keh i ■im g des Gefälls führt. 
II LÜgkeit von Talwasserscheiden ist ein Hauptanzeichen eines stark bub- 
ften Rumpfgebirgi 

"") 0. Krumm« 1. Emseittee Erosion, Ausland L882j 30—33 u. 45 — 48. — 
lo: ') A. Supan. Studien über Talbildungen des östl. Graubündens und der Tiroler 
Zeatnlarpen, f Mit t. d. k. k. Geogr. Ges. Wien 1877, 36). 



§ 168. Die Täler. 419 

Dieser Fall ist eingetreten, als ein Zweig des Enngletschere sich j MS Tal des 
Achensees drängte 106 ) und es im Süden durch Geschiebe verstopfte. Seitdem 
wird das Tal nach Norden zur Isar entwässert. Typische Talwasserscheiden sind 
das Toblacher Feld (1200m) inmitten des Pustertales (Taf. 23), ferne, die Stelle 
bei Sargans in Graubünden (Taf. 24), welche der Rhein einst zeitweise benutzt 
hat . um seine Gewässer über Walen- und Züricher See der Aar zuzuführen. Das auf- 
fallende Beispiel der Reschenscheddeck im Quellgebiete der Etsch (1500m, Taf. 24) 
erklärt man sich dadurch 107 ), daß eine sehr niedrige Kamm Wasserscheide durch 
mächtige Geröllmassen, welche die abwärts rinnenden Flüsse in Zeiten großer Auf- 
stauung zu beiden Seiten aufschütteten, ausgeebnet ist. 

S 16*. Die Täler 108 ). Zum engeren Begriff eines Tales gehört neben 
zwei im nahen Abstand parallel verlaufenden und gegeneinander geneigten 
Seitengehängen eine Sohle mit einseitigem Gefäll 109 ). Jedes Tal 
hat also ein oberes Ende (Talanfang) und ein unteres; und, wenn man in einem 
Tale abwärts zieht, hat man die rechte Talwand zur Rechten und umgekehrt. 

1. Tieftäler und Flachtäler. Am deutlichsten treten obige Ele- 
mente der Talform an Gebirgstälern hervor. Wir haben es dabei fast immer 
nur mit Tieftälern zu tun. Es bestehen bei diesen freilich in Hinsicht der 
Tiefe und Breite wie der Form des gesamten Querschnittes noch beträcht- 
liche Unterschiede, die uns bei Betrachtung der Flußerosion (§ 148) und Glet- 
schererosion (§ 143 d) schon eingehender beschäftigt haben. Wir erinnern 
hier nur nochmals kurz an die unzugängliche Schlucht (Klamm) mit senk- 
rechter Wandung (§ 140), an das zum Zirkus ausgeweitete Quertal, wie 
es dem Faltenjura eigen ist 110 ), ferner an die häufigste Form der Talfurche 
(mit V-förmigem Querprofil), in der die Sohle neben dem auf ihr herabeilen- 
den Fluß kaum Platz für eine Straße läßt (Kerbtäler). Endlich an die breit- 
.sohligen, in ebenen Stufen abfallenden, stattliche Ansiedelungen der Men- 
schen aufnehmenden Längstäler unserer Hochgebirge (Sohlentäler) 111 ). 
Ein Spezialfall der breitsohligen sind die übertief ten Täler mit ihrer U-form 
oder Trogform bei breiter Sohle und ziemlich steilen, oft in Terrassen ab- 
fallenden Talwänden (S. 347 ff.). In jedem Fall nehmen die Gehänge 
der Tieftäler einen beträchtlichen Anteil am gesamten Flächen- 
gehalt der Hohlform. Daß fast alle Gebirgstäler als Tieftäler auftreten, 



106 ) Penck, Vergletscherung der deutschen Alpen, Leipzig 1882, 159, mit 
Profil. — 107 ) Philippson (s. Anm.103). — 108 ) Eine kurze Geschichte der wandeln- 
den Ansichten über die Talbildung s. bei Penck, Morph. II, 134 ff. Über neuere 
Einzelarbeiten berichtet das Geograph. Jahrbuch. Kaum eine morphologische 
Frage ist seit einem Menschenalter so im Fluß wie diese. Talbildung bildet den Haupt- 
gegenstand der Forschungen u. Erörterungen W. M. Davis und seiner Schule. Da- 
her eine fast verwirrende Fülle von Erklärungs- und EinteUungsversuchen und solchen 
der Xamengebung für die nämlichen Begriffe. Vergl. dazu A. Hettner, Alter u. 
Form d. Täler (G. Z. XXVIII, 1912, 665—82). Pencks Kapitel über die Täler (II, 
1894, 58 — 141) behandelt erschöpfend die orographischen Elemente dieser Hohl- 
formen, läßt aber mehr wie andere Abschnitte seines Werkes beweisende Ausfüh- 
rungen und erläuternde Beispiele vermissen. An letzteren ist reich F. Löwls Schrift 
„Über Talbildung'' (Prag 1884), weniger glücklich ist die Xamengebung. In letzterer 
Hinsicht zeichnet sich dagegen v. Richthofen (Führer, 638 — 652) aus, der aber 
die verschiedenen Möglichkeiten der Talbildung auch nicht durch Beispiele belegt. 
Mehr an die Xatur knüpfen die eingehenden Ausführungen über die Wasserläufe 
von de la Xoe und de Margerie (Les formes du terrain, 1888) an. — 109 ) Penck II, 
60. — 110 ) A. F. Forste (nicht Förstle), The drainage of the Bernese Jura (Proc. 
of the Boston Soc. of. Xat. Hist. XXV, 1892, 392 — 418, mit Kartenskizze; 
vergl. Pet, Mitt. 1894, LB. 344); Machacek, Der Schweizer Jura, Gotha 1905. 
— m ) S. Passarge, Physiol. Morphologie, 1912, 160. 

27* 



ISO Buch II. Physikabaohe Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

ist leich.1 verständlich, weil, wie immer dieselben durch tektonische Vorgänge 
vorgebildel sein mögen, dennoch der Hauptfaktor der Ausgestaltung, das 
fließende Wasser, im Gebirge in verhältnismäßig reichem Maße vorhanden 
i-t und ein 3tarkee Gefall vorfindet. Essind die Tieftäler aber auch den meisten 
Hochflächen, lumal ihren Stufenrändern, eigen, weil die Erosionsbasis, von 
weichet aus ein Fluß Bich rückwärts eine Talfurche I iefei und t iefer einschneidet, 
beträchtlich unter dem Niveau der Hochfläche zn liegen pflegt. 

Das untere Ende dn Täler ist, von dem Beltenen -Kall des blinden 
Tales abgesehen, stets geöffnet, im Innern eines Gebirges gegen ein anderes 
Tal, am Gebirgsrand gegen die Ebene oder gegebenenfalls gegen das Meer. 
D meisten Gebirgstäler haben ferner am oberen Ende einen Abschluß, ein 
Hintergehänge, in welchem sich die Seitengehänge oder Talwunde zu- 
aammenschließen und das in steilem Aufsl Leg zu einer K a m m \n asse rscheide 
föhrt. Es tritt am ausgeprägtesten in dof Form der halbkreisförmigen Kare 
auf (S. 347). Ein solches Hintergehänge fehll dagegen, wenn zwei in ent- 
■ Richtung streichende Taler nur durch eine Tal Wasserscheide 
getrennl Bind. Wir haben es dann mit dem einfachsten Fall eines Talzuges 
zu tun. Der Volksmund hal solche Talzüge cur bei sein- niedriger Wasser- 
Bcheide mit einheitlichem Namen belegt, wie z. B. bei dem Pustertal, indem 
die beiden Gegentäler der Drau und Rienz gleichsam als eine einzige Hohl- 
form angesehen werden. Setzt sieh dagegen durch ein nach beiden Enden 
geöffnetes Tal das Gefäll eines oberhalb desselben gelegenen Talbodens gleich- 
förmig fort, so hat sieh dafür der Name eines Durchbruch- oder Durch- 
gsta les eingebürgert.. 

Der Begriff des blinden Tales 11 -) setzt eine Verwachsung der Talwände 
am unteren Ende voraus. Das im Tal strömende Wasser muß sich an letzterm 
in einem Endsee aufstauen oder unterirdisch durch Hohlräume entweichen. Blinde 
Flußtäler sind daher den Kar-t gebieten besonders eigen. Ihrer Entstehung nach 
sind sie Einsturztäler. Das Rekatal im Norden von Istricn, das Likatal in Dal- 
matien (Atlas, Tal 2.">) sind solche blinde Täler. 

Im Flachlande verschwinden die Seitenwände eines Tales oft derart 
gegenüber der Talsohle, «laß die Grenzen des einem Flusse zugehörigen Flach- 
tales 118 ) aus indirekten Anzeichen bestimmt werden müssen. In der Ebene 
liegt die Talsohle nicht selten nur einige Meter unter dem allgemeinen Niveau 
des Landstriches, ja bei den die eigene Alluvion stetig vergrößernden Damm- 
flüssen (S. 391) erhebt sie sich in der Mitte des Tales bisweilen über die Höhe 
der Talränder. Es gehen dort die Flachtäler vielfach in weite sog. Talungen 
über, wie solche als alte Urstromtäler, die durch die Gletschergewässer 
der Eiszeit ausgearbeitet wurden, Norddeutschland von 0. nach W. durch- 
ziehen. Ohne Schwierigkeit können in diesen die Flüsse durch Kanäle ver- 
bünde], werden, weil die in ihnen verbreiteten Talwasserscheiden außer- 
ordentlich niedrig sind. 

1! -) Penck JI. 282. — lla ) Penck (II, 65) will alle Täler bis zu 200« Tiefe 
il- Flacht ali i bezeichnet wissen, offenbar nach Analogie der Unterscheidung von 
Tiefland wk] Hochland oder von Flachsee und Tiefsee. Indessen tritt hier der Mangel 
• hier Unterscheidung zwischen Groß- und Kleinformen zutage. Beim Tal kommt 
durchaus das Verhältnis der Talgehänge zur Breite des Talbodens und die Neigung 
' .chängeß mit in Betracht. Daher läßt sich eine solche Höhengrenze nicht fest- 
n. in jedem Fall liegt sie für das Flachtal sehr weit unter der Grenze von 200 ■». 



§ 168. Die Täler. 421 

2. Jedes Tal zeigt verschiedenartig ausgestaltete Talstrecken 114 ), 
Tal Weitungen wechseln mehr oder weniger mit Talengen, ebene Talböden 
mit Stufen raschen Gefälles aus Ursachen, die meist schon früher bei der Be- 
trachtung der Flußerosion und Sedimentablagerung geschildert sind (§ 140). 
Bei gestörter Gesteinslagerung ist für die wechselnde Form der Täler oder 
einzelner Talstrecken auch die Schichtenstellung der erodierten Gebiete maß- 
gebend. Von einem Synklinal- oder Muldental spricht man, wenn die 
Tal wände beiderseits nach der Talsohle zu einfallen, also von — meist sanft 
geneigten und quellenreichen — Schichtenflächen gebildet werden (Münster- 
tal im Jura im Querschnitt, s. Fig. 71, S. 403). Bei einem Antiklinal- oder 
Satteltal treten dagegen beiderseits die Schichtenköpfe zutage und legen 
Schichten verschiedener Härte bloß, so daß sich Verwitterungsterrassen an 
den Gehängen, bilden (Birstal im Juraprofil, Fig. 71, S. 403). Theoretisch 
besitzen dagegen die Isoklinaltäler oder Monoklinaltäler, auch wohl 
Scheidetäler genannt 115 ), ein steileres aus Schichtenköpfen gebildetes 
und ein sanfter geneigtes, von einer Schichtenfläche oder nach dem Tal zu 
fallenden Schichten aufgebautes Gehänge. Eine dieser Formen pflegt dem 
Tale auf weite Strecken den eigentlichen Charakter aufzuprägen, und ein 
Wechsel desselben ist auch fast immer mit einem solchen der Talrichtung 
verknüpft. Umgekehrt weist daher eine plötzliche, wenn auch unbedeutende 
Tahvendung meist auf veränderte Gesteinslagerung oder Härtewechsel der 
Talwände hin. 

3. Die Versuche, die Täler nach ihrer Entstehung einzu- 
teilen 116 ), haben zwar noch zu keiner Einigung geführt, aber allgemein hat 
man erkannt, daß es sich dabei im Durchschnitt um weit ältere Ge- 
bilde handelt, als man früher annahm. Viele Täler führen ihren Ur- 
sprung auf Zeiten zurück, in denen das Bodenrelief ihrer Umgebung ein be- 
trächtlich vom heutigen verschiedenes war. Tektonische Vorgänge, also ein- 
fache Schichtenneigung oder Schichtenstörungen im Sinne der Verbiegung, 
Faltung und des Bruches, haben dem fließenden Wasser stets zuerst die Rich- 
tung der Strömung vorgezeichnet, aber in seltenen Fällen die heute sicht- 
baren Hohlformen der Täler unmittelbar geschaffen. Dies ist das Werk der 
Erosion, deren Wirkung mittelbar wieder von Rindenbewegungen beeinflußt 
ist. Die Anpassung der Wasserrinnen an das Gestein wird meist durch die 
Schichtenlagerung bedingt. Theoretisch lassen sich nun zwar leicht die ver- 
schiedenen Möglichkeiten der Talbildung aufstellen, aber die Schwierig- 
keit liegt im Einzelfall in der Abwägung der für die heutige Ausgestaltung 
maßgebenden Faktoren und damit der Unterordnung eines bestimmten Tales 
unter das System. Es fehlt dazu noch sehr an gründlichen Untersuchungen 
über die Entwicklungsgeschichte einzelner Täler. Noch werden manche Vor- 
kommnisse in ganz entgegengesetztem Sinne gedeutet. Man hat den an- 

114 ) S. die anschaulichen Karten zu Supans Talstudien (Anm. 105). — 
115 ) Der Name des Scheidetales wird zum Teil auf diejenigen (meist monokhnen) 
Täler beschränkt, in denen eine Formationsgrenze verläuft, wie z. B. im Inntal ober- 
halb Innsbrucks. — 116 ) Bei diesen Versuchen (s. Anm. 108) spielen begreiflicher- 
weise die theoretischen Ansichten über Gebirgsbildung eine große Rolle. Sie sind 
im gewissen Sinne insofern verfrüht, als das Verhältnis der tektonischen Anlage 
und der erosiven Ausgestaltung eines Tales noch zu wenig durch Einzeluntersuchung 
selbst an denjenigen Tälern festgestellt ist, welche seit langem dem Typus der einen 
oder anderen Form zugewiesen sind. Vor allem steht der äußerst schwierige positive 
Nachweis von VerwerfungsUnien innerhalb der Gebirge noch im Anfang. 



Bach 11. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Bestland. 

euteten Schwierigkeiten dadurch Bechnung zu tragen gesucht, daß man 
die bisherige Gegenüberstellung von tektonischen und Erosionstälern 11 *) 
durch eine Dreigliederung ersetzt und beiden Gruppen noch die tektonischen 
sionstäler ,u *) hinzufügt . 

Km anaern Zweck genugl es, einige typisch. ■ Vorkommnisse an der 
Hand dei Kart« u erläutern. Wir richten dabei zunächsl unser Augenmerk 
auf die Flachlands- und Zwischengebirgstäler (intermontane oder 
interkolline Täler), weil Verlauf und Form derselben in leichter verständ- 
lichem Zusammenhang mit dem heutigen Relief des Bodens stehen] 
nur gelegentlich ziehen wii sogleich einige Formen dn Gebirgstäler heran. 

1. Unschwei erkenn! man die Bildung der einfachen A.bdachungs- 
t.ilri" 9 ). nämlich dei Rinnsale, welche eine geneigte Fläche entwässern, 
als Werk der Flußerosion. Wo sie als Tieftäler auftreten, wird man im all- 
gemeinen für frühere Zeiten höhere Erhebungen in den Quellgebieteh und 
damit reichlichere Wassermassen und stärkeres Gefäll, als den heutigen Wasser- 
adern eigen ist, annehmen dürfen. 

I>.t- A.bdachungsta] ist im Gebirge durch die kurzen steileii Quertäler ver- 
. die die Gehänge wasserscheidender Kämme rippenartig zerschneiden (Ge- 
getäler), /. I>. an der Nordseite der Tauern (Atlas. Tai. 23); in ähnlicher Weise 
erscheinen viele Küstenabdachungen durch parallele Flußtaler gegliedert (z. B. 
Binterpommern, Taf. 20; atlantische Küste der Vereinigten Staaten. Taf. 43); 
Vulkangipfe] zeigen diese erosiven Abdachungstäler in strahlenförmiger Anordnung 
(Vogelsberg. Taf. 21). 

2. Diesen reihen sich die Tafellandtäler gleichfalls als reine Ero- 
sionswerke an. In trockenen Landstrichen treten sie als Canons auf. die 
nur durch rückwärts schreitende Ausnagung von den unteren Terrassen des 
Tafellandes ans erklärbar sind. Bei der flachen Lagerung der Schichten wird 
die Erosion besonders langer Zeitläufe bedürfen, um tiefe Täler einzuschneiden, 
wenn nicht angrenzende Randgebirge zugleich starke Wasseradern auf das 
Tafelland fühlen. Dies ist z. ß. beim Kolorado im Westen Nordamerikas 
de, Fall. 

3. Jede Bodenerhebung, die sich quer vor einer Abdachung hinzieht, 
muß zur Bildung eines Saumtales 120 ) Veranlassung geben, in dessen Rinne 
die Abdacliungsflüsse ihre Gewässer sammeln Es sind dies die häufigsten 
Vertreter der Zwischengebirgstäler und sie begleiten den Fuß zahl- 
reicher Landstufen und einzelner Gebirge, nieist mit einer flachen und einer 

117 ) Löwl, Über Talbildung, und v. Richthofe n, Führer, &t~>. Letzterer 
bezeichnet die echten Erosionstäler als Skulpturtäler. J. Solch (a. a. O. 872) 
scheidet alle Täler in Konstruktions- u. Destrukt ionstäler. — 118 ) Auf diese 
Dn ighederung läuft das wenig durchsichtige System Pencks hinaus, der unter den 

mischen Tälern „aufgebaute" und „ausgearbeitete" unterscheidet. Supan 
d'hys. Erdk. 1896, 400; 1916, T>61) setzt die Erosionstäler unmittelbar den „ur- 
sprünglichen'' Tälern (Mühlen, Gräben, interkolline Täler) gegenüber, und tekto- 
ni-ehe Täler bilden in Beinen] genetischen System eine Unterabteilung der Erosions- 
täler (orographische, tektonische, epigenetische, Einsturztäler). — 119 ) Warum allein 

Abdachnngstal als orographisches bezeichnet werden soll (Supan, 1916,560), 
bwec erachttich. Auch die Zwischengebirgstäler sind durch Urographie dos 
Landstrichs bedingt. Die Abdachungstäler sind jedenfalls die Haupt Vertreter der 
von Davis als konsequente bezeichneten, d. h. durch die ursprüngliche Land- 
formen unmittelbar bedingten Täler. — ■ 12 °) v. Richthofen. Führer. ß)J7. 



§ 168. Die Täler. — § Hi'.i. Längs- und Quertäler. 423 

steilen Tai wand verseht']), so daß der Saumfluß die beträchtlichsten Zuflüsse 
nur von einer, und zwar der im allgemeinen flacheren Seite erhält. 

Ein Sauintal wird mit kurzen Unterbrechungen von der Donau längs des 
Juragebirges und Bayrischen Waldes (bis Vilshofen, Tai. 23) und ebenso am Nord- 
rande der Bulgarischen Platte (Taf. 26) durchströmt, während das niedrige Nord- 
ufer von .Stromseen begleitet ist. Die Wolga ist auf der gesamten Strecke, wo man 
ein Bergufer und ein Wiesenufer unterscheidet, Saumtal (Taf. 32). Auch das Tal 
der Saöne-Rhone, des Orinoco, des Ganges wird auf weite Strecken als Saumtal 
aufzufassen sein. 

4. Bei doppelter Abdachung einer Flachlandsmulde wird dagegen 
die Tiefenlinie, die die Hauptentwässerung vorzeichnet, mehr in die Mitte 
des Stromgebietes gerückt sein. Wir finden die Form des Flachmulden- 
tales vornehmlich bei großen Tieflandsströmen der Erde, dem Po, Ama- 
zonas, Mississippi (unterhalb von Kairo, Taf. 43). 

5. Daß Grabensenken vielfach von fließenden Gewässern aufgesucht 
und ihre)- Länge nach durchmessen werden, ist verständlich, da ihre erhabenen 
Seitenwände ein beliebiges Ausbrechen verhindern. Nur bei Schmalheit 
werden wir von Grabentälern sprechen dürfen, während freilich der Sprach - 
gebrauch zwischen der Grabensenke und dem Tal innerhalb der Senke nicht 
immer unterscheidet ,21 ). 

Irrtümlich bezeichnet man gewöhnlich die Göttinger Senke (5 — lO^ 1 " breit) 
einfach als Leinetal (Tai. 21), und das gleich breite ,,Ghor", die große syrische 
Grabenserike, die sich bis in den Golf von Akaba deutlich fortsetzt, als Jordantal 
(Taf. 37). Noch weniger darf man das 30 km breite oberrheinische Tiefland als Rhein- 
tal schlechtweg ansprechen. 

§ 169. Längs- und Quertäler. Wenden wir uns näher zn den Ge- 
birgstälern, wozu wir für jetzt auch alle das Hügelland in etwas engerem 
Tal durchschneidenden Talzüge rechnen wollen, so w r erden die Fragen ver- 
wickelter. Die älteste und einfachste Unterscheidung in Längs- und Quer- 
täler entstammt den Talformen in Kettengebirgen. Sie ist dann wohl auch 
auf Zwischengebirgstäler übertragen, indem man sie zu den benachbarten 
Erhebungen in Beziehung setzte. Ursprünglich ging sie allein von der Haupt- 
richtung der Täler im Verhältnis zur Erhebungsachse der Ge- 
birge aus, wird aber jetzt mehr auf die Beziehungen zum Schichten- 
streichen bezogen und läßt sich damit auch auf Kumpfgebirge anwenden. 
In den meisten Fällen stimmen in Faltungsgebirgen Richtung der Erhebung 
und des Streichens annähernd überein (S. 402), und dementsprechend sind 
auch Längs- und Quertäler im allgemeinen unschwer auf der orographischen 
Karte zu unterscheiden. Im Einzelfall lösen sich manche scheinbaren Wider- 
sprüche auf einfache Weise. 

So hat z. B. das Etschtal unterhalb Bozen, obwohl es fast senkrecht 
auf die Erhebungsrichtung der Gesamtalpen verläuft und man durch dasselbe ge- 
radeswegs bis zum Hauptkamm gelangt, in seinen großen Talweitungen ganz den 

121 ) Das lange nach Whitney als echtes Grabental aufgefaßte „Yosemite 
Valley" in Kalifornien (vergl. frühere Auflagen dieses Lehrbuches) scheidet aus, 
nachdem es als Erosionstal erkannt ist, in welchem die Ausfurchung durch Glet- 
scher stark mitgewirkt hat (s. H. W. Turner, Proc. California Acad. of science 
3. Ser. I, Geology, 1900, 261—321); H. Gannett (Nat. Geogr. Magazine XII, 
New York 1899, 86 ff.). 



Buch II. Physikalische Geographie. - Kapitel 11. Das Festland. 

Charaktci eines Langstalea Und ein Bolohee ial es auoh insofern, als die Sohiohten- 

:n Ewischen dem Adamellomassh und den Dolomiten (Tai. -2'.\) durchaus in 

südsüdwestlioh streichende Falten Eerlegl sind, bo daß das Tal der Riohtung der 

8treiohung folgt Bl empfiefall sich für das Anfangsstudiuni die Täler einzelner 

Gebirge, die ja oft auoh in Diagonalrichtung verlaufen, nach guten orographiaohen 

n in Längs und Quertaler eu /erlegen und nachher an der Hand der geolo* 

gisohen Spezialliteratur nachzuforschen, inwiefern die Gliederung mit dem Schichten- 

hen übereinstimmt 

1. Paßl man als tektonisohe Gebirgstäler nicht nur diejenigen 
auf, bei denen die eigentliche Hohlform unmittelbar tekt (mischen Vorgängen 
ihr Dasein verdankt, Bondern alle, welche nahbenachbarterj tektonischen 
Linien (Ve rwe rf un gen) folgen und durch sie beeinflußt sind, so sind die 
meisten Längstäler der Faltengebirge tektonischen Ursprungs. 
Teds sind sie durch Gebirgsfaltung (Faltrungstäler), teils durch Brüche 
(Bi uch tälei ,: '-) veranlaßt. Für die allerdings seiton in reiner Form auf- 
tretenden Synklina!- oder Mn ld en t ä ler (Faltenjura) und die Graben- 
Taler (s. (..) ist dies von seihst klar. Freilich fallen die Längsseiten der Täler 
nur äußeret selten mit parallelen Verwerfungen zusammen, wie sie die Graben- 
setikc voraussetzt, die überhaupt im gefalteten Gebirge noch wenig nach- 
esen ist. Ein großartiges Beispiel eines zu einem tiefen Längstal führen- 
den Längsbruches im Streichen ist die Spalte des Kaledonischen Kanals 
in Schottland 1 - 1 ) (höchster Punkt der Talwasserscheide 32 m , Taf. 30). 

K- wäre aber verfehlt, die großen geradlinigen Talzüge, wie sie z. B. (Taf. 23) 
in je 2(X> * m Länge die Schweizer Alpen (von Martigny his Chur), die Tiroler Alpen 
(vom Arlbexg durch «las Inntal bis Kufstein) und die Ostalpen am Xordfuß der Tauern 
(von der Balzaohquelle his zum Ennsdurchbruch) durchziehen, unmittelbar als 
Grabensenken anzusehen. Sie sind vielmehr aus Talstrecken verschiedener Bildung, 
unter denen rein erosive nicht fehlen, zusammengewachsen, ursprünglich mögen 
große Muldenzüge die Langstalbüdung veranlaßt haben 121 ). 

B!e handelt sich bei den sog. Bruchtälern also mehr um einen mittel- 
baren Zusammenhang der Talformen mit den mehr oder weniger bereits deut- 
lich nachgewiesenen Längsbrüchen durch Förderung der Erosionsarbeit. 
Hierbei spielt die Erschließung weicherer Schichten mittels der Verschiebung 
der Gebirgsteile an Längsbrüchen wohl die Hauptrolle. Denn das Vorherrschen 
breiter Sohle und größerer Talweitungen im Längstal hängt besonders mit 
der Ausräumung leicht angreifbarer Schichten (Inntal) zusammen, 
an der sich während der Eiszeit auch die Gletscher in beträchtlichem Maße 
beteiligt haben. Die Leichtere Verschiebung von Tal Wasserscheiden und der 
umstand, daß da- Anzapfen benachbarter Flußtäler durch rückschreitende 
oh weit mehr vom Längstal als vom Quertal auszugehen scheint, zeigt 

Weitere Unterabteilungen bei v. Richthofcn, Führer, 638. Alle mit 
Brüchen in Beziehung stehenden Taler als Spaltentöler zu bezeichnen (Löwl), ist 
unzweckmäßig wegen des engeren Begriffs einer Spalte im Gegensatz zur Verwerfung. 
— ,23 ) Bueß, Antlitz d. Erde I L *t~. -- 12 >) Als durchgeführte Einzelwüersuchung 
ist Eeims Betrachtung der Rheintäler (Beitr. z. geol. Karted. Schweiz XXV, 1891, 
421 ff.) und Futterers Studie aber Durchbruchstaler (Z. f. Erdk. XXX, Berlin 1895, 
Ö7ff.) besonders zu empfehlen. Nur darf man nicht außer acht lassen, daß es sich 
\xi Erklärung dieser Formen nicht selten um gewisse allgemeine Grundanschauungen 
über Tektonik odei iibei die Wirkung der Erosion usw. handelt. S. eine andere Er- 
klärung der Entstehung der öbern Rheintäler bei Penck, Die Alpen im Eiszeit- 
alter. 1'MrJ. IJ. öl. 



§ 169. Längs- und Quertäler. — § 170. Die Durchbruchstäler. 425 

iin übrigen — gleiches Gefäll vorausgesetzt — die leichtere Arbeit der Erosion 
im Schichtenstreichen. 

In der Gruppe der Faltentäler ist man zurzeit auch geneigt, das Sattei- 
ta] als echtes Erosionstal anzuseilen, während man seine Bildung früher allein einem 
(in seinen Ursachen allerdings schwer nachweisbaren) Aufbruch der antiklinalen 
Schichtenfalten zuschrieb. Die erste Anlage solcher Satteltäler bietet freilich der 
Erklärung Schwierigkeit, wenn man nicht der tiefgreifenden Verwitterung des im 
Schichtensattel an sich mehr aufgelockerten (gedehnten) Gesteins (S. 295) einen 
besonderen Anteil zuschreiben will, ähnlich wie man diese zur Erklärung der breit- 
sohligen Fjordtäler herangezogen hat 125 ). Wir kommen auf diese letzteren Täler 
zurück (| 186). 

2. Im Gegensatz zu einer lange aufrecht erhaltenen theoretischen 
Ansicht 126 ) erblickt man in den Quertälern nicht mehr bloße Ausweitung 
klaffender Querbrüche des Gesteins, sondern — von gewissen Ausnahmen 
abgesehen — das ausschließliche Ergebnis der Erosion : Dieselbe hat, indem 
sie geneigte Schichten quer durchsägt, wegen des öfteren Härte wechseis eine 
schwerere Arbeit zu leisten als im Streichen der letzteren. Daher das Vor- 
herrschen des engen Furchentales, die große Zahl von Talstufen, über die 
sich das Wasser in Fällen stürzt, oder oberhalb deren Seen aufgestaut wer- 
den 127 ). 

Gegen die allgemeine Auffassung des Quertales als Spaltentales spricht 
die Tatsache, daß Verwerfungen der Erdrinde selten klaffende Spalten erzeugen 
und selbst in einem von Querbrüchen durchsetzten Gebirgsteil die vorhandenen 
Quertäler diesen letzteren nicht oder nur ausnahmsweise folgen 128 ), Man hat ferner 
die Sohle selbst enger Querfurchentäler (Taminaschlucht bei Ragatz) im allgemeinen 
nicht mit tieferem Schuttmaterial ausgefüllt gefunden, wie es im Grunde einer klaffen- 
den Spalte vorauszusetzen ist. Auch entsprechen sich fast immer in unverschobener 
Fortsetzung die Schichten an beiden Talwänden der Quertäler. 

Andererseits ist nicht ersichtlich, warum nicht im Einzelfall ein Quer- 
bruch dem rinnenden Wasser ebenso die Richtung vorschreiben sollte wie 
ein Längsbruch, und inan hat bereits solche mehr tektonischen Quertäler 
nachgewiesen 129 ). Insbesondere bringt man die großen breiten Quertäler, 
mit welchen sich Rhone und Rhein noch innerhalb der Alpen nordwärts um- 
biegen, mit gewaltigen horizontalen Blattverschiebungen (S. 294) der benach- 
barten Gebirgsteile in Zusammenhang 130 ). 

§ 170. Die Durchbruchstäler. Zurzeit faßt man unter diesem Namen 
noch alle Täler zusammen, die nach oben wie nach unten geöffnet (S. 419) 
einzelne Gebirgsketten und selbst ganze Gebirge oder Hügelrücken quer 
durchsetzen. Nicht mit Unrecht reiht man sie den Quertälern ein. Denn 
immer finden sie sich in einer dem oberen Sammelgebiet eines Flusses 
quer vorgelagerten Schwelle. Offenbar bringen sehr verschiedene Vorgänge 
hier eine ähnliche Erscheinungsform hervor. Zu ihrer Erklärung hat man 

125 ) v. Drygalski, Ein typisches Fjordtal (Richthofen-Festschrift 1893, 53). 

— 126 ) Einer der letzten Vertreter war O. Peschel, Neue Probleme, 2. Aufl., 1876. 

— 127 ) L. Rütimeyer, Über Tal- und Seebildung, (Basel 1869, 2. »Ausg. 1874), der 
sich besonders mit den Quertälern beschäftigt. — 128 ) S. den Nachweis z. B. bei 
Futterer (s. Anm. 124). — 129 ) Über das früher hierher gerechnete vom Piave ver- 
lassene Tal des Lago di Sta. Croce in den Venetianer Alpen vergl. Anm. 140. — 
13 °) Penck H, 95. 



126 Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

lahlreiche Theorien ersonnen '") und im Kampfe im dieselben den Fehler 
ragen, die Geltung der einzelnen Erklärung zu sehr zu verallgemeinern. 
Nur die wichtigsten durch einige Striche an leicht auf der Karte rerfolgbaren 
Beispielen erläuternd, verweilen wii l»*>i diesen Bohlformen etwas länger, 
weil sie zum Gedanken erweckenden Kartenstudium in besonderem Maße 
anregen. 

1. Auch nachdem für jetzt die Bog. Spaltentheorie aufgegeben 
ist, gehl die eine Gruppe v<>n Erklärungsversuchen, wie eben diese Spalten- 
theorie, in der Hauptsache von dem heutigen Bodenrelief aus und sieht die 
Durchbruchstäler für jünger als die durchschnittenen Erhebun- 
gen an. 

Zu den auffallendsten Fallen gehören die Quertäler, durch weiche Oder und 

Weichsel in plötzlicher Etechtswendung den haitischen Höhenrücken durchsetzen 

i Tu f. l2<>). wahrend sie früher dein iSüdfuß desselhen entlang zogen. Man hat ihre 
Richtung mit dem jüngsten, Deutsehland nordnordost wärt s durchziehenden System 

\<>n Verwerfungen (S. 410) in Beziehung gesetzt l:! -'), und wenn es gelingt, hier wirk- 
lich pustgl i/iale Brüche nachzuweisen, so würden, sie den Typus von tektonisohen 
(Bruch-) Talern unter den 1 »mehgangstälern vertreten. 

In zahlreichen Fällen namentlich innerhalb der Gebirgstäler — 

hängt die Durchschneidung von Querriegeln sicher mit der Aufstauung 

der Gewässer zu einem See zusammen. Die Arbeit beginnt dann von 
der Zeit, wo der Spiegel des Sees eine Lücke in der vorgelagerten Erhebung 
überhöht. Es hat nichts Befremdliches, auch einzelne Durchbruchstäler 
auf diesen Vorgang zurückzuführen. Voraussetzung ist, daß sie oberhalb 
von einem geschlossenen Becken, in dem sich Reste von Seeablagerungen 
odei Strandterrassen finden, begrenz! weiden. 

So läßt sich die Bildung der Egerdurchbrüche (Taf. 21) unterhalb der 
•stadt Eger durch die Ausläufer des Kaiserwaldes und unterhalb Karlsbad durch 
die Basaltmasseo des ödschloßgebrrgea erklären, weil die Becken von Eger und Karls- 
bad von Seebildungen (Braunkohlenablagerungen) erfüllt sind 133 ). 

Die Ansicht, daß sich die Durchbruchstäler wesentlich durch rück- 
sch reitende Erosion (Regressionstheorie) gebildet hätten 134 ), knüpft 
an die Erfahrung an, daß jede Erosion von unten nach oben arbeitet — die 
Wasserfälle schreiten rückwärts — , aber bleibt im Einzelfall den Beweis 
schuldig, woher im (iebiet der Kamnnvassei scheide die genügende Wasser- 
menge kommen soll, um diese selbst in eine Furche zu verwandeln. Auch 
müßte Bich die Stelle, an der diese einstige Wasserscheide gelegen hätte, in 
dem entstehenden Durchbruchstal durch eine Enge markieren, die wir viel- 
mehr fast immer nur an Stellen härteren Gesteins ohne Rücksicht auf die 
ursprüngliche Plastik des durchsägten Gebirgsstocks finden. Noch ist kein 
Durchbruchstal mit Sicherheit auf diesen Vorgang zurückgeführt, wohl aber 
i-t die Verschiebung der Talwasserscheiden durch rückschreitende Erosion 
wahrscheinlich gemacht l,f ). 

131 ) S. die kurze Zusammenstellung von V. Hilber, Über Durchbruchstäler, 
(IM. Mitt. 18S9, 10 — 16, mit Lit. -Nachweisen). — 132 ) A. v. Koenen, Über post- 
•jl i/.iale Dislokationen (Jahrb. d. Geol. Landesanet. 1886). Eine völlig andere Auf- 
ig vertritt F. Wahnschaffe in „Die Ursachen der Oberflächengestaltung des 
norddeutschen Flachlandes" (3. Aufl., Stuttg. 1909). Er sieht jene Quertäler von 
Oder und Weichsel als echte Erosionstäler an. — 133 ) F. Löwl, Über Talbildun^ 
(Anm. 108). 34. — 134 ) Hauptvertreter sind Löwl und Hilber. — l38 )A. Heim zeigte, 



;j 170. Die Durchbruchstäler. 427 

2. Die anderen Theorien betrachten die Flußläufe und ihre Durch- 
bruchstäler als älter und versetzen sie in Zeiten, wo die durchschnittenen 
Gebiete als Erhebungen noch nicht bestanden oder jedenfalls die Niveau- 
Verhältnisse zwischen letzteren und dem Sammelgebiet des durchbrechen- 
den Flusses andere als heute waren. Die große Mannigfaltigkeit der Fülle 
läßt sich auf die beiden maßgebenden Vorgänge zurückführen, welche die 
Erdoberfläche umgestalten. Entweder haben sich ohne Unterbrechung dei 
einmal eingeleiteten Talbildung die Niveauunterschiede durch allmäh- 
liche Verbiegungen oder durch ungleiche Denudation der in Frage 
kommenden Erdschollen gebildet. Selbstverständlich können beide Fak- 
toren auch gemeinsam wirken. 

Zum Einschneiden eines Quertales im Gebirge bedarf es reicher Wasser- 
mengen und starkes Gefälles. Beides gewähren die Hauptabdachungen 
einer Erhebung, da sie dem durch reichlichere Niederschläge an der Kamm- 
wasserscheide gesammelten Wasser den kürzesten Weg zum Gebirgsfuß weisen. 
In der ursprünglichen Hauptwasserscheide der Faltengebirge erblicken 
wir hiernach den Ausgangspunkt für die alten Stammtäler. In der 
Form von Quertälern vermögen sich dieselben selbst dann noch zu erhalten, 
wenn sich die einmal durchschnittenen Vorlandzonen aufwölben oder neue 
Gebirgsf alten sich dem Gebirgsfuß anlagern. Die Voraussetzung ist, daß 
die äußerst langsamen Vorgänge der weiteren Talerosion und der Aufwölbung 
miteinander Schritt halten oder letztere nicht derart vorauseilt, daß eine 
Flußablenkung oder Gefällsumkehrung erfolgt. Für diese sog. Antezedenz- 
theorie — so benannt, weil eben die Talbildung der Gebirgsbildung voraus- 
geht 138 ) — wird man Beweise nicht im Bereich ältester Durchbruchstäler, 
sondern möglichst junger suchen müssen, und zwar mittelst der Schichtfolge 
der in die Ebenen getragenen Sedimente. Und es spricht für die Richtigkeit 
derselben im Einzelfall, wenn man das aus dem Oberlauf stammende und 
demnach feinere Anschwemmungsmaterial von dem gröberen Geröll der 
später durchsägten Vorketten überlagert findet. 

In der Tat ist dies u. a. nachgewiesen an den einen Kreidesattel durchbrechen- 
den Flüssen der Venetianer Alpen. Dort lagern unter dem Kreidegeröll kalkige 
Anschwemmungen. Wären die Täler durch rückschreitende Erosionen entstanden, 
so müßten sich umgekehrt die Kreidegerölle überlagert finden von dem feineren 
Detritus der Kalkgesteine, in denen jene Flüsse entspringen 137 ). 

Die obige Auffassung lenkt den Blick vor allem auf das scharfe Knie, 
in welchem die Längstäler zahlreicher großer Alpenströme (Rhone, Rhein, 
Ihn, Salzach, Enns, Mur usw.) in Quertäler umbiegen. In den meisten Fällen 
mündet an der gleichen Stelle ein direkt von den Kernalpen herabkommendes 
Gehängetal, das als Wurzel des Stammtales betrachtet wird 138 ). Ähnliche 



daß die Maira mit ihrem steüen Gefall am Malojapaß (Taf. 24) dem lim einige 
Quellflüßchen abgewonnen hat, deren Täler noch heute in der Höhe des Inntals 
liegen. — 136 ) Diese Erklärung der Flußdurchbrüche durch sich hebende Ketten wird 
in der Literatur nicht selten nach ihren hauptsächlichsten Begründern Medlicote- 
Powell-Tietzesche genannt. Tietze hat die Frage in der deutschen Literatur wieder 
neu angeregt (Einige Bemerk, über d. Bildung von Quertälem. Jahrb. d. k. k. Geol. 
Reichsanstalt, Wien 1878, 581), nachdem Römer den obengeschilderten Vorgang 
schon 1857 zur Erklärimg des Weserdurchbruchs bei Minden verwandt hatte. — 137 ) S. 
die eingehende und lehrreiche Erörterung dieses Vorganges an der Hand der Täler 
in den Karnischen Alpen bei Futterer (Über Durchbruchstäler, Z. f. Erdk.. Berlin, 
XXX, 1895). — 13S ) Sogen. Theorie von Jukes. Näheres bei Hilber (Anm. 131). 



L28 Buch II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Ha- Festland. 

■ i finden sich häufig aui der Erdoberfläche vor. Leicht verständ- 
lich ist, warum das Durchbruchstal viel mächtige! eingegraben ist als die 
Stammtalwursel. In jenem aal meist die Wasserfülle der angezapften und 
von der S Stammtal mündenden Langstafcr mitgearbeitet, 

Di.- spatere Entwickelung der Gebirge hat im übrigen diese alten 
Stammtale] vielfach zerstückelt, einzelne Talstrecken sind anderen Tal- 
emen einverleibt, andere sind, indem ihnen der Hauptfluß cid zogen ward, 
in der Austiefung zurückgeblieben, ja wohl gar in Trockentäler verwan- 
delt, so daß ihr Talboden jetzt hoch aber anderen, mittlerweile weiter ero- 
dierten Talstücken liegt. 

Von diesem Standpunkt ist es eine interessante Aufgabe, dem Verlauf alter 
Stammtäler nachzuspüren, was selbstverständlich nur durch genaueste Beobachtung 
in der Natur auf Grund von Sedimentresten usw. zum Abschluß gebracht werden 
kann, ao daß große Vorsieht geboten ist. Aher die Aufsuchung derartiger Talzüge 
im G /uni heutigen tjlußnetz führt trefflieh in das Kartenstudium ein. 

Manche dieser Erscheinungen lassen sieh selbst auf guten Übersichtskarten ver- 
folgen. Dahin gehört die einstige Fortsetzung des Hinterrheins über Vatis und 
i/ (Tat. 24). als die Talsohlen bei Reichenau aooh weit höher lagen und die 
Sinke v<ui hier naeh Chur noch nullt bestand 1:UI ). Man nimmt ferner an. daß der 
Oberhalbsteiner Rhein von Tiefenkastei nordwärts über Parpan und Chur das große 
östliche Stammtal des Rheins bildete, l>is rückwärts sehreitende Erosion die Albula 
dem Hinten hein zuführte 140 ). — Bisher hatten wir es mit Fallen zu tun, wo das 
alte Stammtal noch die gleiche Gefällsrichtung wir das heutige Durchbruchstal hat. 
Indessen kann auch das Umgekehrte eintreten. Die Birs durchsetzt in ihrem Haupt- 
queital nicht weniger als vier Jurasättel in fast senkrechter Linie. Im weicheren 
ii diese! Antiklinalen ist es jedesmal zirkusart ig ausgewaschen. Nach Funden 
von Vogesen- und Schwarzwaldgesteinen in einzelnen diluvialen Ablagerungen dieser 
erblickt man in jener Folge von Durchbrüchen ein altes Stammtal, das vor 
der jugendlichen Emporfaltung des Jura über eine von X. naeh S. geneigte Ab- 
dachung der heutigen entgegengesetzt sich hinzog 141 ). 

Wenden wir uns zu den auffälligsten Erscheinungen von Durchbruchs- 
tälern, wo die maßgebende Wasserscheide ganz außerhalb des quer- 
durchsetzten Gebirges liegt oder das Sammelgebiet — ja mitunter gar 
da- Quellgebiet — des durchbrechenden Stromes sich in niedrigerem Niveau 
als die durchschnittene Scholle befindet, so läßt sich der scheinbare Wider- 
sprich in den relativen Niveauunterschieden im Einzelfall auch durch den 
Nachweis lösen, daß sich das Quell- oder Sammelgebiet erst später 
:i kt hat, und zwar schritthaltend mit dem allmählichen Einschneiden 

■ l - Tal.-. 

Fur diesen Fall sei an das liheintal zwischen Bingen und Bonn er- 
innert 1 **). Hier sprechen diluviale und pliocäne Schot tertenassen, aus Flußgeröll 
Oberrheina bestehend, die man an (\vn Gehängen des Haupttales und ähnlich 
in den Seitentälern in Höhen bis zu 250 in über dem heutigen Flußspiegel gefunden, 
dafür, dal.', die Zuflußgebiete einst weit höher gelegen haben müssen. Sie liegen jetzt 

»»») A. Heim, Beiträge, 1891, 469 ff. (s. Anm. 124). — 140 ) A. Heim, Mecha- 
nik d aldung, 1878, I, 321; als typisches Beispiel für die Möglichkeit, einen 
alten p'luBlauf von der Karte abzulesen, galt uns nach Futterer (Anm. 137) das 
obere Tal des Piave in den Venet ianer Alpen, das einst seine Fortsetzung in der Seen- 
Miike von S. I roc< nach Vittorio zu gehabt haben sollte. E. Brückner (Die Alpen 
im Eiszeitalter III, 1908, 987) sucht im Gegenteil zu beweisen, daß der Piave nie- 
mals diesen Weg über den See von S. Croce genommen hat. — 141 ) Nach A. F. Forste 
(-. Anm. 110). — i* 2 ) R. Lepsius. Geologie v. Deutschland (I, 1887, S. 215 ff.). 



§ 170. Die Durchbruchstäler. 429 

rings um das Schiefergebirge tiefer als früher, aber die Eingrabung der Täler in die 
alten Schiefer ist nicht unterbrochen. 

Die Tieferlegung des Quellgebietes kann aber auch durch aus- 
gedehnte Abtragung geschehen, zumal wenn es sich über weichere Schichten 
ausbreitet. Es rückt dasselbe damit zugleich auf ein geologisch älteres Ge- 
bilde. Im härteren Gestein macht die Abtragung nur langsame Fortschritte, 
während die Erosion des im Fluß gesammelten Wassers die Talbildung auch 
in diesem mit Erfolg fortsetzt. Dann tritt die eigenartige Erscheinung ein, 
daß ein Fluß im altern und tiefer gelegenen Gelände entspringt und dennoch 
eine härtere, jüngere und höhere Platte zerschnitten hat. 

Der Donauzufluß der Altmühl kann hierfür als typisches Beispiel gelten 143 ) 
(Atlas, Taf. 22). Ihre Quelle ist kaum 500 m hoch im Keuper der Frankenhöhe ge- 
legen, während die von ihr durchschnittenen Juraplatten am Nordrand etwa 600 '" 
an Mittelhöhe erreichen. 

Die eben geschilderte Erscheinung ist jedoch nur eine Abart der viel 
weiter verbreiteten Auflagerung von sog. epigenetischen Tälern. Es 
handelt sich dabei um Eingrabung solcher durch eine mit der Zeit fort- 
gewaschene Deckschicht hindurch in das Grundgerüst eines Gebirges. 
Die rätselhaften Antiklinaltäler (S. 421) mögen in häufigen Fällen entstanden 
sein, indem eine als Muldental gebildete Flußlinie beim tieferen Einschneiden 
den Sattel einer ursprünglich verdeckten Antiklinalfalte traf und die Rich- 
tung beibehaltend in dieser die (epigenetische) Talbildung fortsetzte. So 
erklären sich manche die heutige Sattelform des Votderrheintales, das, als 
die Austiefung noch 1000 m weniger betrug, voraussichtlich noch Mulden- 
tal war 144 ). 

Die epigenetischen oder aufgelagerten Täler 145 ) finden sich besonders 
häufig auch im Gebiet alter Rumpf flächen, wo sie mit der Schichtenstreichung 
und den Höhenverhältnissen so vielfach in Widerspruch stehen. Wir denken 
sie uns angelegt in einer Zeit, in der jene Flächen mit jüngeren Sedimenten 
bedeckt von neuem dem Meere entstiegen sind. Die einzelnen Abdachungen 
wiesen den Flüssen nunmehr die Richtung, die sie auch auf dem ungleichen 
Untergrunde beibehielten, wo immer sie diesen beim tieferen Eingraben trafen. 
Erst nachdem dann die Abtragung die überlagernde Deckschicht allmählich 
wieder entfernt hat, trat das scheinbar Widersinnige ein, daß ein Fluß oft 
eine harte Scholle durchsetzt, statt auf kleinem Umwege dieselbe zu um- 
gehen. 

Als Beispiel kann man den Eintritt der Donau in die Vorhöhen des Böh- 
mischen Gneismassivs zwischen Passau (Vilshofen) und Krems (Atlas, Taf. 14 und 23) 
ansehen. Den Hauptbeweis für diese Bildungsweise werden stets die kleinen Reste 
ehemaliger Sedimentbedeckungen auf dem vom Fluß durchbrochenen Gebiet bilden; 
auf den Höhen des Donaugebirges lagern noch diluviale und plioeäne Gebilde über 
dem Gneis. 

Ob auch die nicht seltene Erscheinung der sog. ein gesenkten Mäander, 
d. h. die stark gewundenen Tieftäler in widerstandsfähigerem Gestein, wie sie. 
in auffallendem Maße die Mosel und Maas im Bereich des Schiefergebirges 
zeigen, auf epigenetische Talbildung zurückzuführen ist, steht noch in Frage. 
Danach sollten diese Flußschlingen sich ursprünglich in Flachtälern als freie 



143 ) K. W. Gümbel, Bavaria III, 1865, 756. — 144 ) Alb. Heim, Beiträge 
1891, 473. — 145 ) v. Richthofen, Führer, 173 ff. 



Buch II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

Mäander auf dei das festere Felsgestein überlagernder] Decksohichl gebildet 
haben. Tiefeneinschneidung und Seitenerosioii müßten dann gleichzeitig 
gearbeitet haben, w;is unserer Vorstellung Schwierigkeiten bereitel l " i ). 

§ 171. Die Gliederung <lor Gebirge« Tm Gegensatz zu der ein- 
förmigen Oberfläche von Ebenen und Tafelländern ist diejenige der Gebirge 
durch den Bteten Wechsel von Erhebungen und Tälern auf kleinem Raum 
mannigfaltig ausgestaltet. \ui ihm beruhl der landschaftliche Hei/, der Ge- 
birgsezenerie, auf ihm auch vor allem die Zugänglichkeil und Wegsamkeit 
eines Gebirges. Je höher und geschlossener es ist. als ein um so größeres Hin- 
dernis der Bewegung stellt es sich allen beweglichen Elementen der Erdober- 
fläche gegenüber dar. Wir dürfen dabei nicht allein an den menschlichen 
verkeh] denken. Bondern ebenso sein an die Wanderung von Tieren und Pflan- 
zen, Sowie an den Austausch der unteren Luftmassen. Richtung, Tiefe und 
Breite der Täler und deren gegenseitige Anordnung in ihrem Verhältnis 
zum Qebirgsfuß und zu den höchsten im Innern gelegenen Erhebungen kommen 
dabei in Betracht, andererseits die Lücken und Binsenartungen in der Kamm- 
linie der letzteren, die Pässe. Tiefenlinien und Tiefenpunkte sind es also 
wiederum, auf die wir bei Betrachtung der Gebirgsgliederung zunächst unser 
Augenmerk zu richten haben. 

1. Die Tiefenlinie des Gebirgsfußes oder Saumes, die zunächst 
das Einzelgebirge zu individualisieren, von den benachbarten Landschaften 
zu trennen bestimmt ist. ist keineswegs immer leicht zu verfolgen. Nur WO 
die Randberge scharf ohne Vorhügel und Vbrsprenglinge aus der Ebene sich 
ei heben, wo sie von einem Saumtal (S. 422) begleitet sind, kann es ohne 
Schwierigkeit geschehen. Wie weit die Vorberge zum Gebirge gehören, wird 
meist durch den geologischen Befund mehr als durch den orographischen 
Bau entschieden werden können. Am unsichersten ist die Feststellung, wenn 

Gebirgsabdachung sich sanft und unmerklich ins Flachland senkt (Nord- 
des Erzgebirges). Kurz, die ganze Frage ist nur ein Spezialfall aus der 
schwierigen Untersuchung der Abgrenzung natürlicher Landschaften. Sie 
erfordert besondere Sorgfalt bei Feststellung der Gebirgsgrenze zweier 
zusammenhängender Gebirgserhebungen, wie z. B. zwischen dem 
Alpengebirge einerseits und den Apenninen, dem Jura und den Illyrischen 
Alpen andererseits. 

2. Die Schwierigkeiten wiederholen sich bei der Einteilung eines 
lirges 1 * 7 ) in Hauptteile, Gruppen und Gebirgsstöcke. Die wissenschaft- 
liche Geographie kann derselben behufs Übersicht der wechselvollen Gebirgs- 
landschaft bo wenig entraten wie ein Staat der administrativen Einteilung 

Gebietes zum Zwecke der Verwaltung. Auch diese Gebirgseinteilung 
wird in erster Linie von den Tiefenlinien der Haupttäler und Talzüge oder 
beesei Talsohlen ausgehen müssen, denn diese sind es, die das Gebirge im 
Timern gliedern. Wk lösen dabei gewissermaßen den Betriff des Tales als 
einer einheitlichen Hohl form auf und weisen die beiden Talwände den durch 
die Talsohle geschiedenen Gebirgsteilen zu. Nicht immer kommen dabei 
die relativ tiefsten Einkerbungen der Kannnlinien und Gebirgskörper in Be- 

"•)VergL Martonne, Traite, 1909, 432 ff. ; W. M. Davis in Bull. Geogr. 

Phüadi -Iphifi 1906, Nr. 4 Solch (a. a. 0. 169). — 147 ) A. Böhm, Über 

rg Hgruppi enmg (Vrh. (L VII. D. Geogr.-Tages in Karlsruhe, 1887, 152 — 58). 



g 171. Die Gliederung der Gebirge. 4:51 

traclit, da sie bei großer Schmalheit oft nur untergeordnete Lücken in den 
einheitlichen Gruppen darstellen, sondern mehr die markanten breiteren 
Unterbrechungen der Gesamterhebungen. Es gilt, wie gesagt, Massive 
und Gebirgsteile von möglichst einheitlichem Bau, die doch oft eng miteinan- 
der verwachsen sind, aus dem Ganzen herauszuschälen. Wir wissen, daß 
dieser Bau vielfach von der stofflichen Zusammensetzung, dem geologischen 
Befund abhängt. Wären alle Täler, die wir als Trennungslinien zwischen 
Gebirgsgruppen verschiedenen geologischen Baues benutzen, Scheidetäler 
im engeren Sinne (S. 421, Anm. 115), so würde eine Gebirgseinteilung nach 
orographischen wie geologischen Gesichtspunkten meist in Übereinstimmung 
Bein. Das ist indessen bekanntlich nur sehr selten der Fall, und so kommen 
beide oft in Widerstreit, so daß Geographen und Geologen hier und da selbst 
unter denselben Gruppennamen etwas anderes verstehen 148 ). Wenn letztere 
bisweilen rein geologische Grenz- oder Struktur] inien an Stelle der Tiefen- 
linie setzen 149 ), so vernachlässigen sie mit Unrecht den nicht minder wich- 
tigen Faktor der Ausgestaltung der Gebirge, nämlich die fortgeschrittene 
Talbildung. Erst bei den Einzelbeschreibungen der Gebirge innerhalb der 
Länderkunde können diese Fragen durch Beispiele erläutert werden. 

3. Geöffnet wird ein Gebirge durch jedes Tal oder jeden Talzug, der 
vom Kamm oder den inneren Gebieten bis zum Gebirgsfuß führt. Bei Ketten- 
gebirgen sind dies vorwiegend Quertäler, es sei denn, daß sie wie die Alpen 
im Osten oder die südamerikanischen Anden im Norden, der Tienschan im 
Westen neben den beiden Querabdachungen noch eine Endabdachung be- 
sitzen, von der aus langgestreckte Längstäler in das Herz des Gebirges führen. 
Trotz der Verkürzung des Weges bilden die unmittelbar zum Hauptkamm 
eines Gebirges führenden Quertäler keineswegs immer einen bequemen Zu- 
gang. Größere Steilheit des Aufstiegs und die in ihnen häufig auftretenden 
Engpässe beeinträchtigen ihre Benutzung zuweilen derart, daß der Ver- 
kehr weite Umwege vorzieht. Die Klausen des Eisack- unterhalb Brixen 
(Taf. 23) haben Jahrhunderte die vom Brenner kommende Heerstraße über 
den westwärts führenden Jochkamm des Jaufen, obgleich er höher als der 
Brennerpaß ist, ins Passeiertal geleitet. Jede Langstalstrecke, die sich den 
in ein Gebirge führenden Talzügen eingliedert, mildert daher die Steilheit 
des Aufstieges, wenn auch oft auf Kosten der Wegeverkürzung. Auf dem 
vielfach verschlungenen Talnetz der Alpen beruht die außerordentliche Weg- 
samkeit dieses Hochgebirges, während eine solche beispielsweise dem chine- 
sischen Tsingling-Gebirge (südlich vom Wei-ho, 35 ° Br., Taf. 38) wegen 
des Fehlens jeglicher Längst albildung in hohem Maße abzugehen scheint 150 ). 

4. Gebirgskamm. So treten wir an die höchsten und geschlossensten 
Partien des Gebirges heran, an den Kamm. Seine Gestaltung hängt eng 
mit dem Bau des Gebirges und seiner Geschichte zusammen. Im Plateau- 
gebirge und abgetragenen Rumpf gebirge breit und wallformig und ohne 
größeren Wechsel von Gipfeln und Einsenkungen, wird er zum schmalen 
Grat bis zur Schneide mit unruhigem zackenartigen Profil, wo er in 



148 ) So begreifen die Schweizer Geologen unter dem Finsteraarhomma.-,siv 
den gesamten mehr als 100 km langen Zug kristallinischen Gesteins, der orographisch 
durch Aar- und Reußtal in die drei Gebirgsstöcke des Finsteraarhorns, Damma- 
stocks und der Tödigruppe gegliedert erscheint (Taf. 24). — 149 ) C. Diener, Die 
Gliederung der Alpen (Verh. d. IX. D. Geogr. -Tages in Wien, 1891, 46 — 52). — 
150 ) v. Richthofen, China II, 1882, 576. 



II. Pbysikalisohe Geographie. — Kapitel II. I>as Pestland. 

i emporreioht, in denen bei vermehrten Niederschlägen Verwitterung, 
on um! Gletschereis emsig an ihm nagen. Den Scheitel oder die Schnitt 
linie, in der sich die Flanken eines Gebirgsstocks I reffen, nennen wir die Kamm- 
linie (Kammacheitellinie, vergl. 8. 486). Audi beim Wallkamm wird 
sich unschwer eine Höhenlinie linden hissen, die die Dachen Abdachungen 
eines Scheitels scheidet. Sie füllt in A<-\ Regel mit der Hauptwasserscheide 

[es zusammen. Her lineare Verlauf dieser Kanunlinie, wie wir 

ihn von dei Kaite ablesen, spiegell die Kammentwickelung wieder. Beim 
einlachen Kammgebirge geradlinig oder gebogen verlaufend, windet sie sieh 
im Zicksack, wenn wechselständig die Talwurzeln in die Seitengehänge ein- 
greifen (Thüringei Wald, Tal. 21). Hat die Erosion aus einem breiten Ge- 
birgsstock Seitenkämme (Jochkämme) herausgeschnitten, so gestalte! sieh 
die Kammlinie bald Hederförmig (Walliser Alpen. Tat". 21). bald strahlen- 
förmig (Otztaler ÄJpen, Taf. 23). 'y nachdem das System von Quertälern 
mir vi.n zwei oder von allen Seiten in den Gfobirgskörper eingreift. Man be- 
schränkt gern den Namen des Gebirgsstocks auf die Erhebung mit strahlen- 
förmiger Kammlinie. Jochkämme zweiter Ordnung setzen sieh dann wieder 
Kederförxnig an die erstetl usf. Die Kettengebirge halten parallele Kamm- 

linien, die "ft nur durch ganz niedrige Querkämme in Verbindung stehen. 

Bei der rohen orographisohen Skizze (Faustzeiohnung) begnügen wir uns 
mit der Eintragung der Eorizontalprojektion dieser Kammlinie in der Form eines 
kräftigen Striches (Fig. 7"> auf S. 412). Da die ausgeführte Terra inkarte, die nur 
die aohräggestellten Flanken durch Bergstriohe markiert, sie außer acht läßt, ist 
es keine nutzlose Studie den genaueren Kammlinienverlauf in derselben zu verfolgen, 
insbesondere in ihrer Abweichung von der Wasserscheide. Für orometrische Zwecke 
ist dies eine dir wichtigsten Vorbedingungen (S. 435). 

Die Kammscheitellinie begreift die Kulminationspunkte aller Quer- 
piofile, die wir durch einen Gebirgskamm legen, in sich und zieht im all- 
gemeinen über alle Gipfel derselben hinweg. Diese letzteren sind es, die sich 
im Bergpanorama' um sä mehr abheben, je mehr sie aus den benachbarten 
Einsattelungen hei vortreten, je mehr, wie man sagt, der Kamm ausgeschartet 
i-t (S. 137). Nach den Gipfeln orientieren wir uns bei der Umschau von einem 
Höhenpunkt, und der kulminierende Gipfel leiht uns vielfach für eine ganze 
Berggruppe den Namen her. Seine Höhe vertritt (S. 483) gewissermaßen 
daq Niveau, bis zu welchem die Gesamtheit der höchsten Gipfel aufsteigt. 
Als Aussichtspunkt und Wetterwarte in unserer Zeit häufig mit festen Wohn- 
stätten versehen, bilden die Gipfel im Hochgebirge immer zahlreicher das 
Ziel für den Wagemut der Bergsteiger. Ein Hochgebirge erschließen heißt 
für den Touristen im Grunde nur die Erklimmung sämtlicher Spitzen 151 ). 

$ IT - .'. Die Pässe 152 ). Nicht jede Einschartung in eine Kammlinie 
l-t ein Gebirgspaß. Wir verstehen darunter im allgemeinen die relativ 
tiefste und zugleich von den Flanken zugänglichste Stelle 
eines Q-ebirg-übei L'an^es. Ein Gebirgspaß — oder kurzweg Paß im Gegen- 

1S1 ) S. «In „Erschließung der Ostalpen", herausg. vom Deutsch-Üsterr. Alpen- 
v. .. m. '.', Bde., Berlin 1893/94. — 152 ) v. Richthofen, Führer, 705; A. Hettner, 
„Die Terminologie der Oberflächenformen" (Geogr. Zeitschr. XVII, 1911, 138) 
will den Ausdruck Paß entweder ganz der Morphologie oder ganz der Verkehrs- 
geographie überlassen, ohne jedoch einen zweiten Namen vorzuschlagen. Indessen 
Leu gerade die tiefsten und dabei zugänglichsten Einschartungen in die 
Kammlinie zu „Pässen", weil man sie passieren kann. 



§ 172. Die Pässe. 433 

Satz zu den oben besprochenen Engpässen innerhalb der Täler (S. 431) BpiegeM 
das Querprofil des Gebirgskammes oder der Erhebung, der er angehört, wieder. 
Unmerklich steigen wir zum breitschultrigen Wallpaß auf, wie er die 
Abdachungen des skandinavischen Hochgebirges trennt (s. Gudbrandsdalen, 
62° Br. in Norwegen, Taf. 31.) und den Kumpfgebirgen eigen ist (Harz). Im 
kleinen wiederholen sie sich bei manchen Talwasserscheiden (Toblacher Feld). 
Meist ist der Paß sattelförmig, hat beiderseits einen steilen aber gewöhn- 
lich ungleichmäßigen Anstieg (St. Gotthard, Profil Taf. 24), den der Wege- 
bau nur durch große Straßenschlingen erklimmt. Auf der Paßhöhe flacht 
er oft zu einer kleinen, sumpfigen und seenbedeckten Hochfläche ab (Ober- 
alppaß, Profil Taf. 24). Die große Zahl der nur als Saumpfade dienenden 
Übergangsstellen über die Kammscheide der Hochgebirge treten unter viel- 
fachen Lokalnamen (Joche, Tauern) als schärfere Einschartungen in das 
Längsprofil der Kammlinie hervor (Schartenpässe). Am wichtigsten für 
den Verkehr sind die Furchenpässe, die tief in das Grundgerüst eines Ge- 
birges einschneiden und daher in ihrem Verlauf einem tief eingesenkten Quer- 
talzug gleichen (Brenner, Reschenscheideck). Lückenpässe, die einen 
Gebirgskamm den Klammen ähnlich mit senkrechten Wänden tief durch- 
schneiden, sind dagegen selten; die Pyrenäen sind an solchen reich. 

Die Paßübergänge oder Paßlinien. Bei Beurteilung des Wertes 
eines Passes für den Verkehr kommt wesentlich seine absolute Höhe neben 
der Eigenart seiner Zugangstäler in Betracht. Es ist ein Unterschied, ob 
ein solcher vermöge seiner Höhe das ganze Jahr zu benutzen ist oder durch 
den Schneefall für Monate brach liegt. Das letztere gilt von den Hauptpässen 
der Schweiz, von denen kaum einer unter 2000 m herabgeht. — Unmittel- 
bare Paßübergänge mit einmaligem Auf- und Abstieg in gegen- 
seitigen Quertälern dienen dem Großverkehr wegen der Steilheit des Weges 
wenig. Wo sie gesellig auftreten wie im südwestlichen Norwegen — dort 
endigen die Fjordtäler mit hohem Talabschluß am Kamm — bildet das Ge- 
birge eine scharfe Scheide des Verkehrs. Quer über die Hohen Tauern und 
die Berner Alpen führen nur Saumpfade und Fußsteige. — In Ketten- und 
Rostgebirgen bildet das stark verzweigte Talsystem vielfache Gelegenheit 
zu durchgreifenden Paßlinien. Indem eine Reihe von Ketten von Durch- 
gangstarif durchschnitten werden, nähert man sich dem einzigen zu über- 
wältigenden Kammpaß ganz allmählich durch größere Haupttäler. Dort, 
wo diese letzteren verlassen werden und die Straßen in die Paßzugangs- 
täler einbiegen, pflegen die zu bewachenden Endpunkte der Paßlinie zu 
liegen. Die Fußpunkte des Passes selbst finden sich dort, wo man aus dem 
oberen Zugangstal tretend sich dem Steilaufstieg des unmittelbaren Paß- 
gehänges zuwendet. 

Nicht immer liegen diese Stationen in so gleichmäßiger Entfernung von der 
Paßhöhe, wie beim St. Gotthard paß (Profil in Taf. 24), wo Andermatt (genauer 
Hospental) und Airolo seine Fußpunkte, Altdorf und Bellinzona die Endpunkte des 
Paßübergangs oder der Paßlinie darstellen. Es ist eine empfehlenswerte Aufgabe 
des Kartenstudiums, diese Fuß- und Endpunkte anderweitiger Paßlinien nach Lage 
und Höhe festzustellen und schematische Profile der letzteren in der Art der auf 
Taf. 24 gegebenen zu entwerfen. Unsere Handatlanten enthalten aber bei einer 
Fülle von Höhenangaben für Gipfel leider noch immer zu wenig solche für Talpunkte. 

Eine Abart der letzteren Gattung sind die Wechselpässe, mittels 
deren man ein Gebirge durchschreiten kann, ohne einen Kammpaß zu er- 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 28 



Buch 11. Phyaikalisohe Geographie. — Kapitel EL Das Festland. 

finden Bioh, wo ein durchbrechender Talzug seine Wurzeln bis 
in »>in auf der jenseitigen Abdachung gelegenes Tal oder einen Talzug erstreckt, 
der sieh zugleich Dach de] Gegenseite des Gebirges öffnet. Her eigentliche 

Übergang erfolgt dann mittels einer T:i I w a sse rse li eid e (S. 418). Weelisel- 

finden sieli häufiger in Gebirgen, l>ei denen einzelne Flüsse zahlreiche 
Ketten in Durchbruchstalern zerschneiden (Faltenjura), oder solchen, bei 
denen langgestreckte Hochflächen zwischen parallelen Rücken eingeschaltet 
sind (Mittel-Apenninen). 

F.in leicht zai verfolgender Weohselpaß ist der von Saifnitz oder Tarvis 

. Taf. 23), der freilich nur die Karnischen Alpen durchzieht und Kärnten mit 

Brian] verbindet Hier begegnet rieh die tief ins Gebirge eingreifende Fells (Zufluß 

i ighamento) mit einem BeitenflüBohen der Gail (Drau) in einem nur 800 m hohen 

-ml. Auch der Paß von Resohensoheideok kann als Weohselpaß in gewissem 

sinne angesehen werden, wenngleich die Talwassersoheide hier an der Stelle eines 

tief eingesenkten Furohenpaases, nicht jenseits eines solchen liegt. Der Südpaß 

in den Felsengebirgen (Wyoming, Tai 48) ist ein Weohselpaß. Bei Aufsuchung soloher 

WeohselpasBe auf (Jbersiohtekarterj außereuropäischer Länder ist übrigens große 

cht geboten, da mangelhaft gezeichnete Querkämme oft den Anschwellungen 

von Talwaaserseheiden gleichen. 

S 17:?. Orometrische Werte 163 ). Die Bergausmessung, zu der 

wir nunmehr eist übergeben können, bezweckt die vielgestaltige Form einer 
Erhebung, eines Gebirges durch einige leicht überschaubare Zahlen zu kenn- 
zeichnen und damit der Vergleichung der Einzelgebilde und ihrer Teile unter- 
einander größeren Vorschub zu leisten, als es durch die Beschreibung ge- 
glichen kann. Sie will ferner die einfach von der Karte abzulesenden Ein- 
zelzahlen durch Mittelzahlen ersetzen. Die wichtigsten Methoden 
der Messung und Berechnung von geographischen Höhen. Linien, Flächen, 
lJaumgrößen, die immer ein gutes topographisches Kartenmaterial voraus- 
setzen, sind früher behandelt (§ 113 — 115). Hier ist zu besprechen, welche 
Werte bei der Gebirgskcnnzeiehnung besonders in Betracht kommen. 

Methodische Vorbemerkung. Wenn bis heute auf einem Felde, dessen 
Anbau Humboldt schon vor langen Jahren angebahnt hat, noch immer wenig Ver- 
gleiohsmaterial vorliegt, so beruht dies nicht darauf, daß die Messungs- und Berech- 
nungsinethoden noch nicht scharf genug wären. Sie genügen für die hier allein ins 
Auge zu fassenden Näherungswerte jetzt vollkommen. Denn es ist nicht Ab- 
sicht der Orometrie, die (JcbirL's^estaltung erst wieder mit geodätischer Schärfe aus- 
7.11 messen, sondern den Rohbau der Formen durch wenige Mittelzahlen zur Anschau- 



153 ) Nachdem Humboldt (1825) durch Berechnung einiger Mittelwerte 
für Kamnihohen und Pässe Anregung gegeben, ist es besonders v. Sonklar gewesen, 
der 1859 — 73 in zahlreichen fleißigen Einzelarbeiten ein orometrisches System f*us- 
bildete. Es ist zusammengefaßt in seiner Allg. Urographie 1873, 173 — 192. Daran 
hat man später wieder angeknüpft, seine Methoden kritisierend und verbessernd; 
die Sorgfalt ig-ten Messungen für ganze Erhebungen liegen von L. Neumann vor: 
Orometrie des Schwarzw aldes (Geogr. Abb Wien I, 2, 1886) und des Kaiserstuhls 
(Zeit -ehr. f. wiss. Geogr. VII, 1888). Von besonderem Wert sind die methodischen 
Erörterungen K I'euckers (Beiträge z. orometr. Methodenlehre, Dias. Breslau 1890), 

AI. Kandiere Arbeit „Kritik orometrisober Weite" in Ratzeis Beitr. z. Geogr. 
d. mittl. Deutsehland (Leipzig 1899, 282 — 382), mit Anwendung auf den Thüringer 
W.dd. A. Penck gibt in seiner Morphologie (1894) zwar einleitungsweise eine sehr 
wertvolle Zusammenstellung und Entwicklung morphoinetrischer Formeln, jedoch 
ohne Anwendungen and besehrankt sich später auf eine knappgefaßte Geschichte 
der Orometrie (II, 339). 



§ 173. Orometrische Werte. 435 

ung zu bringen. Jede Mittelzahl ersetzt die in der Natur vielfach gewundene Linie 
oder wechselvolle Fläche durch solche von einfachstem Verlauf, verwandelt damit 
also in unserer Vorstellung von selbst den Gebirgskörper in Idealfiguren, deren Um- 
risse einfacher Berechnung zugänglich sind. Das Ziel der Orometrie ist, diese 
Idealfigur nach Rauminhalt und äußerer Gestalt möglichst dorn 
wahren Gebirgskörper anzupassen, aber nicht das Bild des letz- 
teren im einzelnen durch Zahlen zu ersetzen. Man darf sich also auch 
über die Grenzen des auf diesem Gebiete Erreichbaren nicht täuschen. Die frag- 
lichen Berechnungen hängen daneben so vielfach in ihren Resultaten von der Güte 
des Kartenmaterials und der gar nicht zu beseitigenden Willkür in der Auffassung 
des Berechners z. B. in betreff von Ansatzpunkten der kartographischen Ausmessung 
im einzelnen, kurz von so vielen Fehlerquellen ab, daß man sich im allgemeinen zu- 
frieden geben kann, wenn die Ergebnisse von der Wahrheit nur um einige Prozente 
abweichen. Wenn also, wie gesagt, die Berechnungsmethoden theoretisch ausreichen, 
so ist Schuld an dem Mangel ihrer Anwendung die immer noch verbleibende Müh- 
seligkeit derselben. Zurzeit besitzen wir deren nur für einige deutsche Mittelgebirge 
und verschiedene Gruppen der Ostalpen, der Tatra usw. Es wäre daher in hohem 
Grade erwünscht, wenn sich jüngere Kräfte dieser echt geographischen Aufgabe 
mehr zuwendeten und neue Ausmessungen nach festem Schema anstellten. 

Die notwendige Voraussetzung ist freilich eine größere Verständigung 
über die Auswahl und den Sinn der orometrischen Grundwerte. Die 
Messungsobjekte müssen nicht nur dem Namen nach, sondern auch ihrem Wesen 
nach gleich sein. In diesem Punkte hat die Orometrie noch nicht den Weg fester 
Vereinbarungen ihrer Vertreter beschritten, wie dies andere messende Hilfswissen- 
schaften der Naturkunde — wir erinnern an Schädel- und Körpermeßkunde — im 
Anfangsstadium ihrer Entwicklung tun mußten und getan haben. 

Die Orometrie hat ihre Grundbegriffe zuerst an ausgeprägten Gebirgs- 
formen, am dachförmigen Gebirgskamm gebildet, hat hierbei an den sich 
frei in die Luft erstreckenden Scheitel mit seinen Gipfeln und Einsatte- 
lungen angeknüpft, sich nachmals der schwierigen Aufgabe zugewandt, den 
Gebirgskörper oder seine Teile von ihrer Grundfläche zu lösen und zuletzt 
das Gehänge in Betracht gezogen. Bei der Ebene fallen diese drei Begriffe 
in einen zusammen, es bleiben zwar auch bei ihr noch genug Momente der 
Ausmessung und Berechnung — Länge, Breite, Umfang, Flächengröße, mitt- 
lere Höhe, Neigungswinkel gegen den Horizont — , doch gehen wir nach den 
früheren Betrachtungen hierauf nicht weiter ein. 

1. Der Scheitel. Es ist mißlich, daß in der geographischen Kunst- 
sprache das Wort Kamm für zwei ganz verschiedene Begriffe gebraucht wird, 
nämlich sowohl für einen dachförmigen Gebirgskörper als für dessen 
höchste Partien, den First, in dem sich die Abdachungen des Kammes 
schneiden. Dies hat namentlich in der Orometrie zu zahlreichen Mißverständ- 
nissen geführt, die nur durch Sonderbezeichnungen für einen jener Begriffe 
zu beseitigen sind. Der Ausdruck Kammscheitel führt unsere Vorstellungen 
jedenfalls sofort auf die Höhen einer Erhebung; er ist dem des Kammfirstes 
vorzuziehen, weil Mittelgebirge im allgemeinen einen scharfkantigen First 
nicht besitzen. Der Name Kamm bleibe im Gebiete der Orometrie dem Ge- 
birgskörper vorbehalten. 

Man beginnt mit Aufsuchung der einzelnen Gebirgskämme auf der 
Karte in ihrer oft schwierigen Unterscheidung von Haupt- und Neben- 
kämmen (erster, zweiter usw. Ordnung) und Festlegung einer die Abdachungen 
des Kammscheitels trennenden Linie, der Kammscheitellinie (Kamm- 
linie). Diese gilt es zunächst in ihren Höhenverhältnissen ziffernmäßig fest- 

28* 



Buch II. Physikalische Geographie, — Kapitel IT. Das Festland. 




B 



C 



£> A 



D 



soll uns von (In Krönung des Gebirges eine Vorstellung gewähren. 

II ernach is1 klar, daß diese Kainmscheitellinie nicht bis an das Kämmende 

im Tale oder am Außenrande des Gebirges fortgeführl werden bezw. dorl 

Heil darf 1 * 4 ). Auf- und Abstieg zum Kammscheite] gehören ebenso 

wie die seitlichen Abdachungen dem Kammgehänge an. 

Wir verdeutlichen ans die Erhebungsverhaltnisse eines Kammes durch das 

Kammprofil, da- selbstverständlich nicht nur die Kanunsoheitellinie (Fig. 76, 

i. in auoh ihre die Seitengehänge l>is /um wassersoheidenden (Jchirgs- 

f 11 13 trennenden Fort« 
Fig. 7(>. set rangen (Ali und CD) 

umfaßt. Die Notwen- 
digkeit, diese Anfangs- 
und Endglieder des 
Kammprofils von dem 

des Kammseheitels 

grundsätzlich zu tren- 
nen, gellt ohne nähere 
Erläuterung aus den 
extremen Formen un- 
gegliederter Gebirgs- 
krönung, dem Tafel- 
berg und dem Kegel, 
hervor (Fig. 76). Je 
längerund je Qaohei mm eine Erhebung verläuft, um so mein- nahern sieh das Kamm- 
belprofil (EBCF) und das allgemeine Kammprofü (ABCD) einander, so 
daß nicht selten die Unterscheidung ohne Bedeutung ist. — Anfangs- und Endpunkt 
der Kammscheitellinie zu bestimmen ist nicht immer so einfach vrie bei der Knickung 
des schematischen Kammprofils des Tafelberges. Fasse können, weil im allgemeinen 
noch dem Kammscheitel angehörig, zum Ansatzpunkt dienen. Bei einem End- 
gipfel endigt die Kammscheitellinie nicht im höchsten Funkte desselben, sondern 
am äußeren AI. hang dort, wo sein Fuß auf der idealen Scheitelfläche aufruht (Fig. 76, 
B u. C). 

Die auf- und absteigende Linie des Kammscheitels beweg! sich zwischen 
(hu leicht von der Karte abzulesenden absoluten Extremen des höchsten 
Gipfels und tiefsten Sattels, Die Grometrie setz! mittels einfacher Durch- 
Bchnittsrechnung an ihre Stelle zunächst die mittleren Extreme, nämlich 
die Mittelhöhe der höchsten Gipfel und tiefsten Sättel. Sie schreitet dann 
zu den mittleren Abweichungen von der Kammhöhe d. h. der Mittel- 
höhe aller Gipfel (G) und Sattel (S) (sog. mittlere Gipfel- und Sattelhöhe) 
vor. Schließlich berechnet sie aus dem arithmetischen Mittel der beiden letzten 
die rohe mittlere Kammhöhe {G + S) : 2. Hierbei ist unter Höhe still- 
Bchweigend stets die absolute Höhe über dem Meeresspiegel gedacht. Das 
I. g< bnis wird um so genauer weiden, eine je größere Zahl von Höhenpunkten 
in die Berechnung gezogen wird. Ks muß ferner die mittlere Kammhöhe 
für die einzelnen Strecken eines Kammscheitels gesondert berechnet werden 
(um luf die unten beschriebene Weis,, zu einem .Mittel vereinigt zu 

weiden), sobald diese Strecken von ausgesprochen verschiedener Höhe sind. 

Zur Bestimmung der verbesserten mit t leren Kammscheitel- 
höhe bieten sich, da es sich hier um eine Linie handelt, andere Wege. Ent- 

'•'') Den entj tzten Standpunkt verteidigt L. Neumann (Kaiser- 

Btuhl -- rechnungezi geben daher gegenüber obiger Auffassung die Kamm. 

tellängen zu groß, die Kammscheitelhöhe zu niedrig an. 



§ 173. Orometrischc Werte. 437 

weder stellt man, mit einer festen, nicht zu großen Zirkelöffnung auf der 
Karte der Kammlinie entlang schreitend, die Höhe einer großen Zahl gleich 
abständiger Punkte fest 155 ) — und zwar durch Schätzung der Höhen 
nach dieser Karte — und zieht daraus das Mittel, oder man wählt die graphi- 
sche Methode der Ausmessung des gezeichneten Kamnischeitelprofils (vergl. 
S. 435), die um so näher zur wahren mittleren Kammhöhe führen wird, 
je genauer der Entwurf ausgeführt ist. Es ist klar, daß die so gefundene ver- 
besserte mittlere Kaminscheitelhöhe nicht völlig der rohen entsprechen kann. 

Will man die mittleren Kammhöhenwerte (h, h lf li.,) verschiedener 
Kammstrecken oder einzelner Kämme z. B. von Haupt- und Nebenkämmen 
zu einem Gesamtmittel (H) vereinigen, so muß man dabei der jeweiligen 
Kammscheitellänge (l, l v , l 2 ) Rechnung tragen. Es ist also die Summe der 
Produkte durch die gesamte Länge aller Kammscheitellinien (L) zu teilen. 

hl -\- h 1 ? x -+- h 2 1% 
H== = - = mittlere Kammscheitelhöhe. (1) 

Die mittlere Kammprofillinie des Kaiserstuhlgebirges (18, 9 km ) hat man zu 
412m, die mittlere Kammscheitelhöhe (16, 6 km ) zu 427 ra berechnet, was immerhin 
einen Unterschied von fast 4% ausmacht, Weniger weicht in diesem Fall die rohe 
Kammscheitelhöhe (419 ra ) von der verbesserten ab (428 m ), und noch mehr nähern 
sich beide Werte, wenn man die Berechnung auf die ausgesprochen höhere Kamm- 
scheitelstrecke (12,8 km ) beschränkt (450 m bezw. 453 m ) 156 ). 

Bei numerischen Vergleichen ist die erste Sorge, daß sie sich auf Ob- 
jekte gleicher Ordnung beziehen. Es hat nur Sinn, Mittelzahlen für die Ge- 
samtalpen denen anderer Hochgebirge wie des Kaukasus, der Pyrenäen 
usw. gegenüberzustellen oder aber einzelne Gebirgsstöcke der Alpen unter- 
einander und etwa mit deutschen Mittelgebirgen zu vergleichen. Vor allem 
aber sollte man auch im Ausdruck zwischen der Hauptkammhöhe und der 
(allgemeinen) Kammhöhe unterscheiden, welche letztere alle Neben- 
kämme mit zu berücksichtigen hat. Für manche orometrischen Vergleiche 
wie z. B. die Durchgängigkeit eines Gebirges hat wesentlich nur der Haupt- 
kamm eine Bedeutung, dessen Verhältnisse daher neben dem aller Kämme 
insgesamt angegeben werden müssen, eine Ausscheidung, die dem Berechner 
keine Schwierigkeit macht. 

Nicht die mittlere Kammhöhe, sondern mittlere Hauptkammhöhe der Berner 
Alpen 157 ) (125 km ) beträgt ca. 3000 m (rohe Bestimmung 3079 m , verbesserte 3023 m ). 
Für den Schwarzwald hat man die Mittelhöhe sämtlicher Kämme (2281 klD ) zu 770 ra 
berechnet, während die mittlere Hauptkammhöhe 158 ) (406 km ) dagegen 900 m , also 
17% mehr beträgt (beide Zahlen sind freilich, weil nicht auf den Kammscheitel 
beschränkt, etwas zu niedrig). Für die Hohen Tauern unterscheidet sich die rohe 
Hauptkammhöhe (2985 m ) von der allgemeinen Kammhöhe (2725 m ) noch um 9 bis 
10% 159 ). 

Um den Grad der Ausschartung des Kammscheitels zu be- 
zeichnen, bieten sich nun unter obigen Mitteln von Höhen- und Tiefenpunkten 



155 ) Peucker, Orometrische Methoden 24. — 156 ) L. Neumann, Kaiser- 
stuhlgebirge (Anm. 153). — 157 ) Nach L. Neumann (Berichte d. naturf. Ges., 
Freiburg i. B. 1888, IV). — 158 ) Berechnet nach L. Neumann (Schwarzwald; 
s. o. Anm. 153. 216—218). — 15a ) v. Sonklar, Hohe Tauern, 1866, 264; Ed. 
Brückner fand durch neue Berechnung den Hauptkamm zu 2956 m (Z. d. D. -Osten-. 
Alp. -Vereins 1886, 167). 



Boob TT. Physikalische Geographie. — Kapitel TT. Das Festland. 

enüberstellungen. Unter mittlerer Schar tun g verstellt 
man den Unterschied «wischen mittlerer Gipfel- und Sattelhöhe, 
geringer, als man gemeiniglich nach dem Zahlenunterschied höchster 
Gipfel und tiefster Pässe annimmt, wie sie auf der Karte zuerst unsere Auf- 
merksamkeit in Anspruch nehmen, aber sie erläutert ziffernmäßig den Ein- 
druek. den wir in der Natni wie im Bilde von einem Gebirgspanoiama ge 
winnen. 

Im Haaptkamm der Bemer Alpen und Mittelpyrenäen 160 ) erreioht die mitt- 
lere Sehartong etwa :>f>0">; in den Gruppen der Tiroler Alpen soll sie 200 bis 250 m 
kaum oberateigen, im Thüringer Wald nur 60 m , im Schwarzwald 36'" erreichen 181 ). 
In diesen Mittelgebirgen werden die Sattel von den Gipfeln nur etwa um 5%, in 
den kri>tallinisehen Alpen Tirols um 8 — 10%, im Haupt kämm der Bemer Alpen 
um 12%, in dem der Mittelpyrenäen um 14%, in den Vorarlberger Kalkalpen um 
aber ragt. 

Für die Zugängliehkeit eines Gebirges in verkehrsgeographischer Hin- 
sieht kommt mein- die mittlere tiefste Ausschartung der Haupt- 
kämme in Betracht, d. h. der Unterschied der Mittelhöhen der höchsten 
Gipfel und tiefsten Pässe im Verhältnis zu ersteren, ferner die mittlere 
Häufigkeit der tiefsten Pässe längs der Hauptkämme (Paßabstand). 

Die tiefste Schartung ist absolut genommen bei den mittleren Pyrenäen 
(Hauptkammlinie 333 kml62 ) und den westlichen und östlichen Berner Alpen an- 
nähernd gleich (1000 — 1100 m ). aber die geschlossenste Gruppe sind die letzteren 
(Finsteraarhorngruppe). Sie ist nur bis zu % der Höhe benachbarter höchster Gipfel 
au>geschartet (3025 m : 4124 m ), dagegen sind es die westlichen Bemer Alpen 
(2245 «»: 3360) und Mittelpyrenäen (2069'" : 3054 m) bis zu 2 / 3 . 

2. Unterbau, Sockel, Block. Die Mittelhöhe des Gebirgssaumes 
(bezw. der Gebirgsgrenzlinie) gibt uns die Höhe der Gebirgsbasis oder 
des Unterbaues 163 ), auf dem das gesamte Gebirge ruht, und ebenso finden 
wir aus der mittleren Höhe der einen Gebirgsteil einschließenden Tal- 
sohle (bezw. der begrenzenden Tiefenlinien) die Basishöhe des letzteren 
(Kammbasis). Längs der gekrümmten Basisfläche läßt sich also in der Idee 
der eigentliche Gebirgskörper von seinem Unteibau glatt trennen. An der 
Verwachsungsstelle mehrerer Kämme schließen wir den Kammfuß durch 
geradlinige Verbindung der Anfangspunkte beider den Kamm begleitenden 
Täler. Man kann die mittlere Höhe dieser Saumlinien als die jeweilige mitt- 
lere Erosionsbasis des betreffenden Gebirgsteiles ansehen. 

Wollen wir erfahren, bis zu welchem Niveau im Mittel alle Kamm- 
gehänge eines Gebirgsstocks herabsteigen, so müssen wir, da die Kämme 
zwei Gehänge besitzen, alle sich zwischen die Kämme einschiebenden Täler 
doppelt, alle den Fuß begleitenden einfach in Rechnung ziehen. Diese letz- 



18 °) Penck, Jahresb. d. Geogr. Ges. München, 1885 (die zugehörige Tabelle 
in Bd. 1886). — 161 ) S. die Zusammenstellung bei Neu mann, Schwarzwald, 233. 
— m ) Berechnet nach Penck, s. Anm. 160. Hier sind die Mittelpyrenäen vom 
Paß von Canfranc am Pic du Midi bis zum Col de la Perche genommen (Atl. Taf. 29, 
Nebenkarte, 1 : 2500000). — 183 ) Was hier der Unterbau genannt ist, bezeichneten 
Brückner (s. Anm. 159) und Neumann nicht mit Unrecht als Sockel, denn ein 
solcher schließt oben mit glatter Fläche ab; indessen hat v. Sonklar diesen Namen 
bereits für ein höheres, mit Kuppenform in den Gebirgskörper von unten eingreifen- 
des Postament der Kämme eingeführt; für letzteres würde freilich der Name Ge 
birgskern besser passen (s. auch Peucker, Orom. Methoden, 15). 






§ 173. Orometrische Werte. 439 

bereo ausschließen, hieße den Hauptkamin hierbei ohne Unterbau lassen 164 ). 
Die mittlere Talhöhe in dieser Ausdehnung mag rohe Sockelhöhe der 
Gebirgs kämme genannt werden. 

Um diese orometrischen Werte zu bestimmen, kann man den Gebirgssaum 
bezw. den Gesamt verlauf der Talsohlen (mit Einschluß des untrennbaren Saumes) 165 ) 
als in sich zusammenhängende Kurven betrachten und die Mittelhöhen wie bei den 
Kammlinien durch gleichabständige Punkte finden. Jedes innere Tal muß aber 
aufwärts und abwärts geschritten werden. — Oder man mißt Länge und Mittel- 
hohe jedes Einzeltales und teilt nun die doppelte Summe der Teilprodukte von Länge 
und Höhe der innern Täler (2 H . T), vermehrt um das Produkt für den Gebirgs- 
saum (i/i . ti) durch den gesamten Talverlauf (2 T + <$'). 

2 TI • T -i- TT • S 1 
Rohe mittlere Sockelhöhe (sog. mittlere Talhöhe) = „ , , , 1 — (2) 

Ein strengeres Verfahren berücksichtigt die jeweiligen Kammareale (/) unter 
Ausschluss der breiten Talsohlen und bildet aus dem Produkt derselben in die Mittel- 
höhe der die einzelnen Kämme einschließenden Täler, welche sich aus h' = 
(h . t -f- h L ti) : (t + ti) berechnet, lauter EinzelsockeL (/'. h), um sie auf bekannte 
Weise zu einem einzigen Sockel auszugleichen.. 

Verbesserte mittlere Sockelhöhe = f' h '+h' h '* + & ' h '* + • • ( 3 ) 

Der Gebirgsblock. Man berechnet die mittlere Massenerhebung 
oder die Höhe des völlig über seiner Grundfläche ausgebreiteten " Gebirgs- 
blocks aus seinem Rauminhalt, indem man letzteren durch die Grundfläche 
teilt. Das allgemeine Verfahren zur Volumen bestimmung unter Ausnutzung 
der Höhenschichten-Karten ist früher geschildert (S. 258). Bei Plateau- und 
Kuppengebirgen ist dies das allein Anwendbare. 

Für Hochgebirge mit deutlich ausgebildeten Kämmen hat man das Volumen 
in erster roher Annäherung auch dadurch bestimmt, daß man dem Inhalt des Sockels 
denjenigen des Kammes (K) hinzufügt. Der letztere wüd hierbei als ein dreiseitiges 
liegendes Prisma von gleichschenkligem Querschnitt aufgefaßt, dessen spitze Kanten- 
winkel gleich dem mittleren Gehängewinkel (n) sind (s. u.). Dann folgt, wenn c 
die relative mittlere Kammhöhe, l die Länge aller Kämme bedeutet, nach bekannten 
Formeln K = c • (c . cotg c) • 1. Das Ergebnis wird um so richtiger, je mehr sich 
im Gehänge die konvexen und konkaven Teile ausgleichen 166 ). — Wenn man erfährt, 
daß die mittlere Massenerhebung der Hohen Tauern, nach der letzten Methode be- 
rechnet 167 ), zu 1912 ™ und 1985 In , dagegen mittelst Ausnutzung der Höhenschichten- 
karte 168 ) (1 : 75000ra, Stufenhöhe der Isohypsen 300 m ) zu 1830 ra gefunden ist, wird 
man nicht im Zweifel sehr, dem letzteren Wert den Vorzug zu geben. 

Hiermit haben wir nun drei neue mittlere Tiefenniveaus gewonnen, 
um alle möglichen Überhöhungen und relative Höhen nach Bedürfnis und 
Geschmack zu berechnen. Jedoch ist eine beliebige Vereinigung der früher 
gefundenen Höhen mit diesen Tiefenniveaus nicht gestattet. So kann man 



164 ) Neumann schließt (Schwarzwald, 220) seltsamerweise ausdrücklich 
den Gebirgssaum aus und gibt später den ganzen Sockelbegriff auf (Kaiserstuhl, 366); 
s. Peuckers sehr richtige Einwände a. a. 0. 19. — 165 ) Peucker, 17. — 
166 ) Neuere Orometriker verwerfen dieses Verfahren, indem sie — wohl etwas zu- 
weitgehend — nur eine seltene Beziehung zwischen Kammvolumen und Gehänge- 
winkel zugeben (S. Peucker, 35; Neumann, Kaiserstuhl, 369). — 167 ) v. 
Sonklar, (Hohe Tauern, 1866, 285) und Gsaller (Zeitschr. des Deutsch-Österr. 
Alpenvereins 1886, 150). — 168 ) E. Brückner, (ebenda, 175). 



4 »o Ruch II. Physikalische Geographie. - Kapitel FI. Das Festland. 

unter relativer Hauptkammhöhe nur die Differenz zwischen absoluter 
Bauptkammhöhe und Böhe seines Unterbaues, ebenso unter relativer 
Kammhöh« nur die Überhöhung der mittleren Kammhöhe über den sog. 
Sockel verstehen. 

Dfce Gebirgsbasia des Sdhwarzwaldea liegt etwa 325 m über dem Meeres- 
BpiegeL die rotie Bookelhöhe bereohnel sich (aus 2100* ni Tallange im [nnern von 

646" Hohe und oa. 680 ta Saumlink in .'{2r>"i Böhe) nach Formel (2) zu 502m, die 
Blockholie oder mittlere Kassenerhebung zu 636"' (die wahre Sookelhöhe kennl 

man bis jetzt noch von keinem Qebilge). Hiernach ist (vergl. S. 437) die relative 
Haupt ka mmlitdie öTö'» («HMn» — :{2."»'»). die relativ«' allgemeine Kammhöhe 
gen nur 268" (770« -602"»)- 

3. Talgefalle und Gehängeheigung. Das mittlere Gefälle 
eines Tales wird einfach ans dem Neigungswinkel (a) im Profildreieck ge- 
funden, welches die ganze Tallänge (t) zur Grundlinie, die gesamte Fallhöhe 
(/<)• d. b. den Unterschied der Hohe des Talanfangs von dem des Talendes 
zur Hohe hat: tang <t^h:t (8. 252). In diesem Mittel verschwinden also 
alle einzelnen Abstufungen des Gefälles, wie sie ans einem genauen Profil 
hervortreten winden, vollkommen. Als mittleres Gefälle einer Mehrzahl 
von Talsohlen betrachten wir den Durchschnitt der Fallwinke] der einzelnen, 
wobei man begreiflicherweise nur die gleichartig gebildeten Täler je für 
sich zusammenfassen darf. 

In jedem Gebirge heben sich leicht Längs- und Quertäler nach dieser Rich- 
tung ah. Die Längstäler, welche die Hohen Tauern begleiten 169 ), haben durch- 
schnittlich nur ein Gefälle von '2°, die Haupt quertäler ein solches von 5 — 6°, und die 
GehängetaLer (Quertäler zweiter Ordnung) von 10 — 12° steigend bis auf 18°. Im 
Sc hwarzwald finden sich unter 163 Tälern kaum sechs, deren mittleres Gefälle eine 
Neigung von 5 — 6° übersteigt. 

Gehängewinkel 17u ). Das Kamingehänge fällt vom Gebirgskamm 
in Stufen verschiedener Neigung bis zur Talsohle herab. Bei scharf ausgebil- 
deten Kämmen bildet das Gehänge eine konkave Fläche. Betrachten wir 
ein einzelnes Kammgehänge für diesen Fall, Die mittlere Neigung können 
wir dann ebenso wie das Talgcfälle aus einem Frofildreieck finden, dessen 
Grundlinie die mittlere Breite des Kammgehänges (6) und dessen Höhe 
die ganze Fallhöhe, d. h. in diesem Falle die relative Höhe des Kammes 
(c) über der Talhöhe an seinem Fuße ist, also 

c relative Kammhöhe 

b mittlere Breite des Kammgehänges 
Nun ist aber offenbar der Flächeninhalt (f) dieser einseitigen Kammbasis 
(d. h. der Horizontalprojektion des schrägen Kammgehänges) gleich dem 
Produkt aus der mittleren Breite (6) und der mittleren Länge (l) des Ge- 
hänges, f=*b-X, also läßt sich diese Breite durch Größen ersetzen (6 ■■= f: k), 
die mit größerer Sicherheit zu bestimmen sind. Es ist also 

c-l relative Kammhöhe X Gehängelänge 
tang « = — = - Gehän g efläche~ (5) 

I » • -e Länge des Gehänges ist aber nichts anderes als das arithmetische Mittel 
zwischen der oberen Gehängegrenze, d. h. der Kammscheitellinie l und der 

m ) v. Sonklar, Hohe Tauern, 284. — 17 °) Über den Gehängewinkel siehe 
IV ucker, Orometr. Methoden, 1890, 45. 



§ 173. Orometrische Werte. — § 174. Die Seen. 441 

unteren, d. li. der Kammfußlinie. Die gleiche Betrachtung läßt sich nun er- 
weitern auf die beiden Kammgehänge und schließlich auf sämtliche Gehänge 
eines Gebirgsstocks. Die Länge des Gehänges wird in diesem Fall dem Durch- 
schnitt zwischen der gesamten Tal- und Saumlänge (2 T+ S) und der doppel- 
ten Länge des Kammscheitels (2 L) entsprechen. — Wird diese Berechnung 
auf die Gehänge eines Tafelberges angewandt, so tritt an die Stelle der doppelten 
Kammlänge folgerichtig die Länge des Plateaurandes. Auf diese Weise 
wird der Zusammenhang des mittleren Gehängewinkels mit dem mittleren 
Böschungswinkel klar. Es ist früher gezeigt, wie man die Böschungswinkel 
eines zwischen zwei -Isohypsen eingeschlossenen Geländestreifens berechnet 
(S. 254). Lösen wir nun ein Gehänge in lauter gleichabständige Höhenstreifen 
auf, so wird die mittlere Böschung (ß) gleich sein dem Produkt aus 
dem Höhenlinienabstand (x) in die Summe sämtlicher Iso- 
hypsenlängen, geteilt durch das Areal des Gehänges, d. h. der Grund- 
fläche des Kammes 171 ) 

tang ßj=-^(l t + l a fl 3 + •••) (6) 

Man sieht, daß dieser mittlere Böschungswinkel (/?), der sich bei ge- 
ringem Isohypsenabstand allen Biegungen des Bodens anschließt, etwas an- 
deres ist als der (rohe) Gehängewinkel (a), der nur die Gesamtabdachung 
eines Gebirgsstocks markiert. Bei Berechnung des Areals der Kämme müssen 
die breiteren Talflächen ausgeschieden werden. 

Während im Hügelland 172 ) der mittlere Böschungswinkel selten 2 — 3 ° über- 
steigt, erreicht er im Rumpfgebirge 5 — 10°, in stärker gefalteten Ketten (Jura, 
Voralpen) 15°, in Hochgebirgsgruppen 20 — 30°, in einzelnen Spitzen daselbst, ähn- 
lich wie bei den höheren Stufen der Vulkankegel, 30 — 35°; selten übersteigen Tal- 
gehänge 40 — 45°. Es sind dies im allgemeinen also weit geringere Neigungen, als 
man nach dem Anblick der Gehänge von der Talseite aus vermutet. 

VI. Seen und Flüsse. 

§ 174. Die Seen 1 ). Die kleinen, ringsum von Böschungen um- 
schlossenen Hohlformen der Landoberfläche, die wir als Becken oder Wannen 
den Tälern gegenüberstellen (S. 379), verraten sich in der Natur wie auf der 
Karte meist nur so weit, als sie mit Wasser gefüllt sind. Aber es gibt nament- 



171 ) Vergl. die strenge Entwicklung bei Finsterwalder (s. o. S. 254, Anm. 
122), eine andere elementare bei Penck, Morph. I, 47. — 172 ) Vergl. Peucker in 
Verh. d. V. internat. Geogr.-Kongr. (Bern 1891, 554), mit weiteren Einzelausfüh- 
rungen. - 

x ) Aus wenigen Beobachtungen an Landseen hat sich allmählich eine eigene 
Sonderwissenschaft, die Limnologie oder Seenkunde, entwickelt, deren um- 
fassende, weit über den Rahmen der Geographie hinausgehende Gesichtspunkte 
zum ersten Male von F. A. Forel in einer großartig angelegten Monographie über 
den Genfer See (Le Leman, Lausanne I, 1892, II, 1894) und später in seinem „Hand- 
buch der Seenkunde", Stuttg. 1900 im Zusammenhang niedergelegt sind. v. Richt- 
hof en (Führer, 261 — 291) verweilt besonders bei den verschiedenartigen Möglich- 
keiten der Seebeckenbildung, ordnet die Seen aber zum Schluß nach geographischen 
Gruppen, welchen letzteren Gesichtpunkt Penck, Morph. II, eingehend durchführt. 
Die Literatur über die Seenforschung wächst mächtig an. Über die Hauptfort- 
schritte, soweit sie den Geographen interessieren, berichteten im Geogr. Jahrbuch 
E. Rudolph, später W. Gerbing. Vergl. auch W. Halbfaß, Der gegenwärt. Stand 
d. Seenforschung, die wichtigsten Einzelseen behandelnd (Fortschr. d. naturw. 
Forschung, her. v. Abderhalden, Berlin-Wien, VI, VII, IX, 1912—1913). 



141 Bnob II. Phynkalisohe Geographie. - Kapitel 11. Das Festland. 

höh in den Trockengebieten der Erde anch leere Wannen, dir vermöge der 
senen, ihren Boden überhöhenden Umrandung «'in Btehendes Wasser, 
d. h. einen Landsee aufnehmen könnten, oder entleerte Becken, die ehedem 
etile: 9 gel enthielten. Seen gehören zu den veränderlichstes und da- 

mit in ihrem heutigen Auftreten jugendlichsten Erscheinungen im Antlitz 
Erde. 

1. Die Seenkonde ist vnn rein räumlichen Betrachtungen der See- 
fläche au . indem man deren CJmrißgestall Eestlegte, die Größe 

maß. die Höhenlage bestimmte, um erst spät durch vereinzelte Tiefen- 

sungen eine annähernde Vorstellung von der durch das Wasser ver- 
deckten Sohlform selbel su gewinnen. Neuerdings ist man mit letzteren 

tnatiscb vorgegangen und hat. damit Material zu einer ausgiebigen Be- 
Bchreibung Kahlreicher Seebecken nach ihrer äußeren Gestalt bekommen; 
wie sie die Vorbedingung für viele weitere Fragen ist 2 ). Da es sich hierbei 
um ähnliche morphometrische Biethoden handelt 3 ), wie sie uns im Vorher- 
gehenden beschäftigten, verweilen wir dabei nicht. Einzelnes kommt im 
den zur Sprache. 

Anders als bei den Tälern, wo das in ihnen herabgleitende Wasser sehr 
itlieh zur Erhaltung, ja weiteren Austiefung der Hohlform beiträgt, 
ist die Wasserfüllung im ganzen belanglos für die eigentliche Bildung der 
Seebecken. Sie verteilt zwar die in (hu See gelangenden Sedimente gleich 
mäßiger über den Boden und bei größeren Seen erleiden die Ufer durch die 
Bewegung des Seespiegel.^ eine feinere Ausgestaltung — es bilden sich Strand- 
terrassen — , aber das Wasser schafft nicht die Wanne selbst. Die 
mannigfachen Vorgänge, welche diese hervorrufen, lassen sich im Grunde 
auf solche der Einsenkung, der Ausräumung und der Abdämmung 
zurückführen. Diese bilden die Grundlage für die zum Teil bis ins feinste 
ausgebauten genetischen Seensysteme 4 ). 

Beispiele der verschiedenen Bildungsweise lassen sich zweckmäßig 
mit einer Betrachtung der geographischen Verbreitung der Seen ver- 
binden, da in gewissen Regionen die eine oder andere Art der Beckenbildung 
vorherrscht, wenn auch jeder einzelne See in Wahrheit erst der Untersuchung 
bedarf, um ihn einer bestimmten Klasse zuzuweisen. 

Am allgemeinsten wirkt die Abdämmung mit, indem sie einer bereits vor- 
gebildeten Hohlform nach der offenen Seite erst den erforderlichen Abschluß ge- 
währt und ihr einen Damm oder einen Riegel vorschiebt. Dies kami z. B. mehr oder 
weniger plötzlich durch einen Bergsturz, einen Gletscher, einen Moränenwall, einen 
Lavastrom usw. geschehen, aber sich auch durch Aufwölbung der Erdrinde, durch 



*) Neben prächtigen Karten großen Maßstabes für einzelne Seen (wie z. B. 
die von den Uferstaaten 1894 herausgeg. Bodenseekarte 1:50000 mit 10 m -Höhen- 
und Tiefenlinien) hat man Seeatlanten für Gruppen von kleinen Seen (namentlich 
der Alpenseea, der französischen Seen, der schottischen Seen usw.) auszugeben be- 
gonnen, die neben Tiefenkurven zahlreiche Profile mitteilen. Seentypen s. in Berg- 
haus, Phvs. AtL, Taf. 18. — Einfache Apparate zu Tiefenmessungen in Seen be- 
bt \V. Die, (Pet. Matt 1894, 213). — 3 ) Als durchgeführte Muster können 
Morphometrie des Bodensees (Festschr. d. Geogr. Ges. in München, 1894) 
und W. HalbfaBB, Morphometrie d. Genfer Sees (Zeitschr. Ges. f. Erdk. XXXII, 
eilten. — *) v. Richthofen unterscheidet im „Führer" 38 Arten von Sein, 
G. R. Credners System (Die R, liktenseen Erg.-Heft Nr. 86 u. 89 zu Pet. Mitt. 
1887 u. 1888) deren gegen 40. 



§ 174. Die Seen. 443 

Windaufschüttungen und Anschwemmungen langsam vorbereiten. Tritt diese Ab- 
dämmung bei anderweitig ausgetieften Seebeckcn hinzu, so vermag sie ihre Tiefe zu 
vergrößern (Gardasee). Umgekehrt kann regionale Bodenbewegung nicht nur die 
Tiefenverhältnisse eines ganzen Seendistrikts ändern, sondern im Flachland bei 
Senkung viele einzelne Becken in ein einziges größeres verwandeln, bei Hebung 
größere Wasseransammlungen in einzelne Becken zerlegen. 

2. Was die Herkunft der Wasserfüllung der Becken sowie ihre Ent- 
leerung betrifft, so lassen sich die wichtigeren Beziehungen von der Karte 
ablesen 5 ). 1. Seen ohne sichtbaren Zufluß und Ausfluß, sogenannte Blind- 
seen, erhalten ihr Wasser teils durch Quellen im Seeboden oder durch Grund- 
wasser, teils durch die meteorischen Niederschläge im Bereich der Becken- 
umrandung. Die Verdunstung hält hier der geringen Zufuhr die Wage, wie 
z. B. bei den meisten Kraterseen (s. u.); bei Blindseen in durchlässigem Gestein 
regeln unterirdische Kanäle den Seestand. — 2. Quellseen füllen sich bis 
zum Überlaufen und gewinnen dann einen periodischen oder dauern- 
den Ausfluß. Sie sind nicht durchweg von kleinstem Umfang, sondern zu ihnen 
gehören auch sehr große Seen wie einige der osfcafrikanischen (Viktoria-See) 
und der großen kanadischen. Voraussetzung für den Begriff ist, daß die et- 
waigen kleineren Zuflüsse noch der Beckenumrandung entstammen oder 
in ihrer Wasserzufuhr verschwinden gegenüber der Gesamtspeisung des Beckens 
durch die Niederschläge. Eine Schwankung des Seespiegels wird bei diesen 
Seen also allein vom Wechsel der Niederschläge im Beckenbereich abhängen. 

— 3. Flußseen, wie sie sich namentlich in Gebirgstälern finden, sind hin- 
sichtlich ihrer Wasserführung in engster Abhängigkeit von dem Strome, in 
dessen Talzug sie eingegliedert sind. Sie besitzen also einen ausgesprochenen 
Zufluß und einen Abfluß, es sind offene Seen, Läuterungsbecken für 
den Strom, seenartige Erweiterungen des Flußlaufes. Die Spiegelschwan- 
kungen werden sich vermöge der leichteren Abfuhr im allgemeinen in engen 
Grenzen halten, sowohl hinsichtlich der Höhe als nach der Zeit des Ausgleichs. 

— 4. Anders bei den zahlreichen Endseen, die zwar einen Zufluß, aber keinen 
sichtbaren Abfluß besitzen (abflußlose Seen). Hier muß notwendig eine 
beträchtliche Schwankung der Seespiegelhöhe und bei flachen Ufem zugleich 
eine solche seiner Oberflächenausdehnung eintreten. Denn Endseen können 
den Überschuß des Wassers, abgesehen von den seltenen Fällen, wo dies 
durch unterirdische Kanäle geschieht, nur auf dem Wege der Verdunstung 
verlieren. Wenn die Seespiegelschwankungen bei vielen Endseen im Flach- 
land nicht so bedeutend sind, als man nach dem Wechsel der Zufuhr erwarten 
sollte, so rührt es eben daher, daß mit dem Steigen des Wassers die benetzte 
Oberfläche sich vergrößert, so daß nun die Verdunstung um so stärker dem 
weiteren Steigen entgegenwirken kann. Der Ausgleich selbst erfordert aber 
längere Zeit als bei Flußseen, daher hat man die Frage der Klimaschwan- 
kungen besonders an der Hand von Perioden des Steigens und Fallens 
solcher Endseen aufgebaut, worauf wir zurückkommen (§ 256). 

Diese Betrachtimg mag gleichzeitig als Erläuterung dienen, warum die An- 
gaben über die Höhe der Seespiegel, die sich eigentlich auf den mittleren Wasser- 
stand beziehen sollten, aber weit mehr noch über ihre Flächengröße so häufig schwanken. 
Manche seichten Seen vergrößern ihre Fläche in den Regenzeiten und längeren Pe- 
rioden der Niederschläge um das mehrfache und erscheinen daher manchmal in ganz 



5 ) Die obigen vier Arten von Seen hat bereits Varenius (Geogr. generalis 
1650, Cap. XV, Propos. II) unterschieden. Die Namen dafür sind neuen Ursprungs. 



III Buch II. Physik. iliv,.|i.' Geographie, — ■ Kapitel II. Das Festland. 

anderem Umriß auf den Karton. — Wir erinnern an den Tsohadsee im Sudan, 
.1. nen Größe bald eu LOOOO, bald zu 60000 i ltin geschützt wurde"), an die Niederungs- 
seen der chinesischen Tiefebene usw. Jedoch aaob in Gebirgsseen spielt das IToch- 
wtoner eine Rolle naob dieser Seite, Per Bodensee (mit Qntersee), im Mittel r>38i^»> 
groß, hatte lSTt» bei Hochwasser einen Elaohengehah von 87711™, dagegen 1868 bei 

sehr niedrigem Stand nur einen BOlohen VOD 512fl*™'). 

ten wir nun an die Karte heran. Die Gesamtheit aller 
Landseen der Erde mit Einschluß des Kaspjschen Meeres läßl sieh an- 
nähernd auf 1700000**" schätzen 8 ), überschreitet also kaum die Größe des 
Golfes von Mexiko (1600 000 ^ m ). Davon entfallen mehr als 1 Mill. auf die 
20 über I0000* to großen Seen, die im folgenden zusammengestellt sind: 

Wir reiben dieser i'lier.-ieht meisl rechl unsicherer Werte gleich einige An- 
Über die großen diluvialen Binnenseen Nordamerikas ein, von denen heute 
nur noch geringe Reste erhalten sind (S. 440). 

qVm <|km 

KaspisoheB Meer (ohne Ins.) . 436000 9 ) Michigan-See 58100 11 ) 

[Agassiz-See, Kanada . . 2,85000 10 )] ! [Bonneville-Sce 51000 14 )] 

Ober. - 80800 11 ) Baikal-See 34200 9 ) 

\ iia Xjansa 68800 12 ) Tanganjika-See 31900 15 ) 

Aral-See (ohne Inseln) . . . 63270") Großer Bären-See 29000 16 ) 

Huron-See 61600 11 ) Großer Sklaven-See .... 27000 16 ) 



6 ) Beim Tschad-See hing dies freilich im besonderen Maße mit der Unkennt- 
nis seiner Ufer zusammen. Vergl. Anm. 19. — 7 ) Penck, Morphometrie des Boden- 
Anni. 3), 1:54. — 8 ) Die obige Zahl ist das Endergebnis einer möglichst genauen 
Schätzung aller heute bekannten Seeflachen, die indessen leicht um ^ 50000 i kra 
falsch -ein kann. Penck nimmt 2500000<i km für die Gesamtfläche an ( ?). 
(Morphologie I. 189). Ganz abgesehen von der Unsicherheit in der Grenzzeichnung 
zahlreicher kaum noch vermessenen Seen besitzen wir noch keine durchgeführte 
Ausmessung der Seenflächen der Erde nach den besten Karten, wie z. B. eine solche 
der Inseln. Strelbitzky maß planimetrisch Tausende von Seen Europas und Russ. 
Asiens (Superficie de l'Europe 1882 u. Berechnung der Oberfläche des Russ. Reiches, 
St. Petersburg 1889 in russ. Sprache), eine Arbeit, die Halbfass (s. u.) ganz mit Un- 
recht^auf eine Linie mit der veralteten v. Klödenschen (Zeitschr. f. Erdk. 1884) 
stellt. Beschränkter sind die Tabellen, welche neben Flächengröße auch Höhen- 
lage, Tiefen und andere morphometrische Elemente mitteilen wollen, wie Peuckers 
Tabelle europäischer Seen von mehr als 1 <i km Größe (Geogr. Zeitschr. 1896). W. 
Halbfass 1 „Morphometrie der europäischen Seen" (Zeitschr. f. Erdkunde, 1903) 
i-t in bezog auf West- und Mitteleuropa sehr reichhaltig, hinsichtlich Nord- und 
Osteuropa ganz lückenhaft. Für Skandinavien werden 86 Angaben gemacht, für 
Finnland und Rußland 26, wogegen Strelbitzky, allerdings nur hinsichtlich der Fläche, 
gegen 500 skandinavische und über 1600 russisch-finnische Seen nennt. Karten- 
material nutzt Halbfass nicht aus. — 9 ) Nach Strelbitzky 1889. (Vergl. Bevölk. 
d. Erde. VIII. Pet. Mitt., Erg.-Heft 101, 1891, 63). — 10 ) W. Upham, The Glacial 
Lake Agassiz (Monographs. U. S. Geol. Survey, XXV, Wash. 1896). — ") Nach 
Sc her m es hörn (Pet. Mitt. 1888, LB. Nr. 36. Vergl. Bev. d. Erde II, 288. 
VIII. 204). Die Angaben für die einzelnen Seen variieren noch um j; 10Ö0<i km . 
— lt J H. G. Lyons, The physiography of the River Nile and its Basin, Cairo 
1906, 52 gibt 68000 <t k »'. Joachim PertKes (Der Victoria-Njansa, Diss., Göt- 
tingen 1913, 35) fand auf Grund der Whitehouseschen Karte (1 : ca. 300000) 
68800 i km , ohne Inseln 66250 übereinstimmend mit H. Meyer (Das deutsche 
Kolonialreich, 1909, 282) 66500 <J k »>. — 13 ) L. S. Berg (Der Aralsee, St. Peters- 
burg 1908, russ. s. Pet. Mitt. 1909, 824) fand nach seiner Karte 63270 i k '" ohne 
Inseln. — li ) Xaeh K. G. Gilbert, Geol. Hist. of Lake Bonneville. (Ann. Rep. 
r. S. Geol. Snrv. IT, 1880/81.)— 15 ) Nach AI. Hannemann (Tanganjika-See, Diss. 

1020). Neuberechnung n. d. Kart.- v. .Mittelafrika I :2 Alill., her. v. Reichs- 
kolonialamt, Berlin 1918. — 1B ) Bären- u. Sklavensee nach d. Official Atlas of Canada 
1906; Winnipeg und Athabaska nach A. Bludaus Abmessung auf Stielers Handatlas, 
Tat 78, 1:750000. — 17 ) Nach Trognitz (Bev. d. Erde VIII, 1891, S. XIII.) 






§ 174. Die Seen. — § 175. Kleinere Seengebiete. 445 

qkm qkrn 

Njassa-See 26500 17 ) [ Balkasch-See 18400 9 ) 

Erie-See 26000 11 ) Lädoga-See 18100 9 ) 

Winnfpeg-See 25000 19 ) Athabaska-See 12500 16 ) 

[Lahontan 22000 8 )] 

Tschad-See ca. 21000 9 ) 

Ontario-See 18800 11 ) 

Da Seen ähnlich wie Inseln durch die Schärfe der Umrisse sich bei einfacher 
Gestalt zur Abschätzung von Flächengrößen eignen, mag folgende Vergleichsreihe 
für kleinere Seen folgen: 

qkm (genauer) ] qkm (genauer) 



Eyre-See (Australien) . . . 10000 
Onega-See 9750 9 ) 



Onega-See 10000 (9752) 

Wetter-See (.Schweden). 2000 (1964) 
Boden-See .....'. 500 (538) 



Langen-See (Lago magg.). 200 (210) 
Vierwaldstätter See . . . 100 (117) 
Wurm- See (Starnberger S.) 50 (48) 



Nach einigen Hundert rechnen die mehr als 100 'i 1 " 11 großen Seen, ihre Zahl 
wird Legion, wenn wir sie bis zu den wenige Hektare umfassenden Weihern ver- 
folgen, über deren Bestehen uns nur Karten größten Maßstabes berichten. 

Obgleich also Übersichtskarten uns niemals eine richtige Vorstellung 
über den wahren Seenreichtum zu geben vermögen, so fällt uns beim ver- 
gleichenden Überblick doch sofort neben ganz vereinzelten Erscheinungen 
in sonst seenlosen Gebieten ein Gegensatz zwischen weiten, räumlich zu- 
sammenhängenden Kegionen sehr geselligen Auftretens der Seen 
und kleineren begrenzten Landstrichen mit Seenvorkommen auf. 
Diese letzteren Seendistrikte zeigen sich mehr durch örtliche Verhältnisse, 
durch die Beschaffenheit des Bodens zur Aufnahme von stehendem Wasser 
vorbereitet, bei den Seenregionen spielen daneben klimatische Faktoren 
der Jetztzeit wie der Eiszeit mit, um den Seenreichtum zu erklären. 

§ 175. Kleinere Seengebiete 20 ). 1. In vulkanischen Gebieten 
zeigen sich mehrfach fast kreisrunde, durch ringsum aufgeschütteten Wall 
abgeschlossene Seen, die den Boden eines eingestürzten oder in sich zusammen- 
gesunkenen Kraterbeckens einnehmen und meist tief sind. Solche Krater- 
seen sind z. B. in Italien der See von Bracciano (160 m tief) und der Bol- 
sinische See (146™ tief) oder die Seen der Albaner Berge bei Rom (Taf. 27). 
Viel kleiner sind die Wasserflächen im Boden ausgeblasene] - Eruptionsschlote, 
die sog. Maare, wie sie sich in der Eifel und der Auvergne finden. — Als 
abgedämmt durch einen Trachytlavastrom gilt der Yellowstone-See im 
Felsengebirge 21 ). 

Möglich, daß auch der Nicaragua- See (Taf. 43, Nebenkarte) nur ein durch 
vulkanische Ergüsse abgeschlossenes Talbecken darstellt 22 ), denn seine Flachheit 
(höchstens 60 m ) spricht gegen die Auffassung eines Einsturzbeckens. 

2. Auf der narbenreichen Oberfläche von Kalkplateaus bietet 
sich vielfach Gelegenheit zu Wasseransammlungen — Karstseen — in von 
unten ausgewitterten und ausgewaschenen Einstur zbecken. Wir erinnern 
an die trichterförmigen Dolinen (S. 325), die blinden Täler (S. 420), die 
zuweilen kleine Endseen tragen, oder die breiteren Poljen (Felder, trog- 



18 ) Nach J. C. Rüssel, Hist. of Lake Lahontan (Monogr. U. S. Geolog. 
Surv. 1885). — 19 ) H. Marquardsen, Die geogr. Erforschung des Tschad-See- 
Gebiets bis zum J. 1905. (Mitt. a. d. d. Schutzgebieten XVIII, 1905, 338). — 
20 ) Vorwiegend nach Penck IL — 21 ) S. d. Kärtchen 1 : 1500000 in Berghaus, 
Phys. Atlas, Taf. 13. — 22 ) Penck II, 299. 



4U> Buoh II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

ähnliche Taler"). Bfeisl verschwindend klein, erreichen die Karstseen zu- 
weilen bedeutendere Größe. Unterirdische Kanäle (in Bosnien Ponore, 
■ nlanil K r t a vnt h ren genannt), an denen Kalk- und Gipsgesteine 
reich sind und die an der Seeböschung münden, entleeren die Seen, solange 
re unverstopfl bleiben, wie den jetzt künstlich entwässerten Kopais- 
3ee i >lias) in Böotien (Atlas, Taf, 26, Nebenkarte), dessen Becken 

•! jedoch ein echt tektenisches SU sein scheint- 1 )- Oder die Seen füllen 

sich periodisch durch derartige Hohlgänge des Gesteins (Zirknitzer See 
in Krain). 

3. Im flachen Seh we in in 1 a n d herrschl an zahlreichen Stellen der 
Erde die gleiche 1 Form eingeschwemmter und durch lockeres Erdreich ab- 

Seen vor. Qber die wir rasch hinwegeilen können. Es gehören 
hierher die Stromseen, welche in Flußniederungen das Hochwasser auf- 
nehnn .i. um es in Trockenzeiten dem Fluß gegebenenfalls zurückzugehen. 
Die Chinesische Tiefebene zeig! diese Form am ausgeprägtesten (vergl. S. 391). 
K( Deltaseen Bind eine Ahart derselben Gattung, nur daß sie zuweilen 
aus einer kleinen, durch Flußanschwemmungen abgeschnürten Meeresbucht 
hei\ jen sind. Ebenso einfach liegen die Verhältnisse bei den früher 

bilderten Strandseen (Haffen. S. 353). Sie fehlen auch dem Ufer größerer 
Binnenseen nicht. Manche dieser durchweg flachen Seen verdanken übrigens 
ihre Eintiefung auch einer Einseiiknng oder Einsackung des weichen Bodens. 

Auch die kleinen Atollseen inmitten eines aufgeschütteten Walles von 
Korallensand Können hier eingereiht werden. 

4. Aus der Gruppe der tektonischen Seen wählen wir zunächst 
nur die Kitten der in Grabensenken eingeschlossenen, daher meist schmalen 
und tiefen Senkungsseen aus, die uns in dem großen syrisch-afrikanischen 
Graben entgegentreten. Im Jordangraben gehören hierher der Tiberias- 

(— 208™, Tiefe 48 m ) und das Tote Meer, "dessen Sohle über 300 m 
unter seinen schon — 394 m tiefer als das Meeresniveau gelegenen Spiegel 
und fast 1500"' unter den Band der Senke reicht (Atlas, Taf. 37). In Afrika 
findet sich eine Doppelreihe gleicher Seen vom Rudolph-See bis zumNjassa- 

(706 m tief) und vom Albert-See bis zum Tanganjika (bis 1435 m tief; 
Tafel 41a). Jedenfalls läßt sich hier auch der durch seine sehr große Tiefe 
(bis 1523 m ) ausgezeichnete Baikal-See — mehr ein Zwillings-See — ein- 
reihen 25 ). 

5. Die Gebirgsseen. Wenn einerseits die wechselvolle Ausgestal- 
tung eines Gebirges manchen Anlaß zur Wasseraufstauung bietet, so bewirkt 
in ihm doch auch der Sedimentreichtum der Flüsse raschere Wiederaus^- 
Füllung von Seebecken und die starke Erosion bei lebhaftem Gefäll schnellere 
Forträumung des Dammes. Viele Gebirge sind auffallend arm an Gebirgs- 

wie vor allem der mächtige Himalaja, da hier der Sedimentreichtum 
viele frühere Seebecken mittlerweile ausgefüllt hat. Zu reicher Entfaltung 

- ■,. wie es scheint, nur in Gebirgen gekommen, in welchen die Eis- 
zeit ausgedehnte Vergletscherungen hervorgerufen hat. Wir finden einen 
Reichtum an größeren Gebirgsseen daher außer in den nördlichen Glazial- 



«) J. f vijie, Das Karstphänomen (Geogr. Abh. V, 3. Wien 1903, Kap. V. 
Die Poljen). — 2i ) A. Philippson, Der Kopais-See in Griechenland, (Zeitschr. f. 
Erdk.. Berlin 1894. XXIX, 1—90, mit Karte 1: 150000). — ") Sueß, Antlitz d. 
Erde III u 1901, 69 ff. S. A. Woeikof , Der Baikalsee, (Pet. Mitt. 1910, I, 304 ff.). 



§ 175. Kleinere Seengebiete. 447 

regionen, die uns nachher näher beschäftigen, nur in den Alpen und dann erst 
wieder auf der südlichen Halbkugel in den südchilenischen Anden 26 ) (von 
40° S. Br. ab) und den Neuseeländischen Alpen 27 ). 

Nur eine Gattung kleinster Seen findet sich in allen höher ansteigen- 
den Gebirgen, die sog. Hochseen. Sie erhalten sich in einer gewissen Höhen- 
region unterhalb der Schneegrenze länger, weil in dieser die Erosion noch 
nicht im gleichen Maße wie tiefer unten an ihrer Zerstörung arbeiten kann. 
Am vergänglichsten, aber deshalb auch gefährlichsten sind die durch Gletscher- 
ströme abgesperrten Eisseen 28 ). Jeder Ausbruch muß die verheerendsten 
Wirkungen auf das anschließende Tal üben, das mit einem breiartigen Schlamm 
von Firn, Erdreich, Steinblöcken überschüttet wird. — Charakteristisch 
sind unter den Hochseen die verhältnismäßig tiefen Karseen, welche den 
unebenen Boden der ausgewitterten zirkusartigen Kare (S. 347) zu bedecken 
pflegen. — Den breiteren Scheitelflächen der Kamm- und Wallpässe fehlen 
neben Sumpfflächen selten kleine Paßseen. Abgedämmte Strecken -von Hoch- 
täirni unweit von flachen Wasserscheiden werden durch diese Lage länger 
vor der Zuschüttung bewahrt (die Seen auf der Reschen seh eideck und im 
Oberengadin, Taf. 24). 

Die Hochseen stellen somit einen nicht unwichtigen Höhengürtel unterhalb 
der Schneegrenze der Gebirge dar, der wie alle Höhengürtel der Gebirge von klima- 
tischen Faktoren abhängt und also mit abnehmender Breite höher ansteigen muß 29 ). 
Daneben hängt die Höhenlage mit der mittleren Kammhöhe des Gebirges zusammen. 

Breitd Hochseenzone 

60° — 70 °N. Norwegen 1000 — 1600"» 

48°— 50° „ Deutsche Mittelgebirge 1000— 1200™ 

50° „ Tatra 1500—2100'» 

47° „ Ostalpen, Kernzone 1700—2800'" 

43° „ Pyrenäen 1800—2400'" 

37° „ Sierra Nevada 2900—3200'" 

28°— 32°,, Himalaja 4000—5000'" 

10°— 20° S. Anden von Peru 4300 — 4600 "> 

30°— 35 °„ Anden von Chile 1700— 3000™ 

45° „ Alpen Neuseelands 600 — 1200 ™ 

Wenden wir uns zu den Talseen, so spricht die längliche Form, die 
beträchtliche Tiefe, vor allem aber der ungemein ebene Talboden dafür, daß 
man es bei diesen lediglich mit überstauten Flußtalstrecken zu tun 
hat, nicht mit Spalten, wie man früher vermutete. Die Böschungen sind 
meist deutlich abgesetzt, die mittlere Böschung geht selten unter 6 — 7 ° herab. 
Die Erosionsarbeit eines Stammflusses, der in der Mehrzahl der Fälle noch 
heute den See durchfließt, hat zunächst die langgestreckte Hohlform geschaffen. 
Manche Talseen wie der Garda-See und Züricher See sind von ihrem Stamm- 
fluß verlassen. Vorherrschend sind Talseen in Quertäler gebettet, aber nicht 
ausschließlich. Der Garda-See und die Seen Kärntens breiten sich in Längs- 
tälern ans (Taf. 23), und der Vierwaldstätter See zeigt deutlich, daß er aus 
Quer- und Längstalstrecken zusammengewachsen ist 30 ). Talseen finden 

26 ) Pet. Mitt. 1903, Taf. 2, 1 : 2500000. — 27 ) Berghaus, Phys. Atlas, Taf. 18; 
1 : 3 Mill. bezw. 1 : 5 Mill. — 28 ) S. Grönländische Eisseen in Berghaus, Phys. 
Atlas, Taf. 6. — 29 ) A. Böhm, Die Hochseen der Ostalpen (Mitt. k. k. Geogr. Ges., 
Wien 1886, 627). — 30 ) S. die lehrreiche Karte Heims .1 : 250000 in Kirchhoffs 
Länderk. von Europa (I, 2, 1889, 362) und Brückner, Die Alpen im Eiszeitalter 
(1903, 533 ff). 



i<s Buch Tl. Physikalische Geographie, — Kapitel II. Das Festland. 

sich seltener im Timern der Gebirge und in größeren Höhen (Achensee 929 m , 

S. 419), Faemund-See in Norwegen 673 m , 02° Br.. Taf. 31) als am Ausgang 
der großen Taler. Daher stimmt ihre mittlere Höhenlage mit der des Gebirgs- 

fußes annähernd Überein. Arn Nordrand der Alpen ziehen sie sich in 4 — 500*, 
am Sudrand m 60 200" Höhe hin (Taf. 23). 

Die« Randseen sind es. die durch ihre beträchtliche 4 Tiefe und ihre räum- 
liche Beschränkung auf gewisse 'Peile des Gehirgssaumes der Erklärung ihrer Ent- 
Btehung Schwierigkeiten bereiten. Welches sind die Ursachen, die das gleichsinnige 
le des ehemaligen Talbodens in ein ungUichsinniges, die Seenaufstauung bc- 
wirkendes verwandeil haben! Am Nordrand der Alpen finden sie sich nur zwischen 
Rhone und Bons, am Südrand sogar nur zwischen Tessin und Etseh. Ihre Tiefe 
ist nicht 80 bedeutend« Wie man früher vermutete 81 ), erreicht aher doch noch immer 
■mo See 410'». Mjöscn in Norwegen 4r>2'») ;,;: ). Durch die Gebirgs- 
faltung kann die Gefällsumkehr des Talhodens im allgemeinen nicht entstanden 
sein, da er sich ■/.. B. in der Nordschweiz mehr oder weniger eben über die in spät- 
tertiärer Zeit aufgefalteten .Molassc.-clücht en hinzieht, in die jene Täler also erst 
nachmals tiefer eingeschnitten sind. Die Seen sind daher quartäre Gebilde 33 ). Nun 
Lei kein Zweifel, daß die ESszeit den hervorragendsten Anteil an der Abdämmung 
jener Seen hat. Wir finden ihre oberen Enden bereits weithin durch Flußsedimente 
zugeschüttet, ihr unteres dagegen meist VOD Moränenschutt umkränzt und. z. T. 
bedeutend überhöht. Die Bpäteren Eiszeiten sind es andererseits gewesen, welche 
voraussichtlich dadurch, daß sie die Seen bis zum Grunde mit Eis erfüllten, zu ihrer 
Erhaltung beitrugen, indem sie die völlige Zuschüttung von oben verhinderten oder 
unterbrachen. Die alten Gletscher haben viele Stammflüsse ganz aus ihren ehe- 
maligen Tälern verdrängt. Da nun aber zahlreiche aus anderen Tälern der Alpen 
hervordringende Gletscher keine Seeaufstauung zuwege brachten, so sah man sich 
nach andern Ursachen der Bildung um, die hinzugetreten seien, und glaubte sie auf 
die Kinkippung dieses Gebirgssau nies nach innen zurückführen zu müssen. 
In der Tai schien diese Vermutung Boden zu gewinnen durch die Entdeckung, daß 
Schotterterrassen der ersten Vereisung längs dem oberen Ende einzelner Randscen 
gegen die Alpen hin einfallen, was auf eine Einsinkung der fraglichen Gebirgspartie 
hinweisen würde**), l'in die Frage, ob die Schotterterrassen tatsächlich am Außen- 
rand der Alpen, lies, am Züricher See, gegen das Alpeninnere hin anders einfallen 
oder nicht, dreht sich zurzeit noch der Widerstreit hervorragender Alpenforscher 35 ). 

An die Randseen schließen sich, immer noch 50 — 100 m tief, aber mit 
flacherer Böschung (ca. 2 — 3°) die glazialen Vorlandseen, meist echte 
Stauseen im Moränenschutt, der daneben zahllose kleine Lachen — Moränen- 
-een - auf seinem undurchlässigen Boden trägt. Manche der größeren sind 
Waaserausfüllungen ausgeschürfter Gletscherbetten, von Seitenmoränen 



31 ) Dem Como-See gab man früher 850 m Tiefe. — 32 ) 8. die Zusammen- 
Btellung morphometriecher Werte bei Halbfaß (s. Anm. 1 u. 8). — 33 ) L. 
Rütimeyer, Über Tal- und Seebildung, 1869, 2. Ausg. 1874. — 34 ) Haupt- 
vertreter dieser Anschauung sind A. Heim (Die Entstehung der alpinen Rand- 
: Vierteljahrsschr. d. naturf. Ges. Zürich, 1894, 66 — 84), und A. Aeppli, 
(Erosionsterrassen usw. in Bez. z. Entstehung des Züricher Sees, Beitr. z. geol. Karte 
d. Schweiz, XXXIV. Bern 1894. Vergl. Geogr. Jahrb. XVIII, 1895, 426).— 35 ) Ein- 
gehend wurde die Anschauung, daß jene Schotterterrassen nicht binnenwärts ein- 
sinken, von A. Penck und E. Brückner in dem Werk „Die Alpen im Eiszeitalter" 
(l!Hd — l!*o!tj verfochten. Sie fassen die Randseen als übertiefte Talenden in Zungen- 
becken ehemalige] Gletscher auf. S. bes. Brückner, Das Zungenbecken des Linth- 
ihers und die Entstehung des Züricher Sees. (Ebenda, II, 515 — 527.) Mit trif- 
tigen Gründen sucht dagegen Alb. Heim die Beobachtungen Brückners als irrtüm- 
lich nachzuweisen, seinen früheren Standpunkt energisch verteidigend (Geol. d. 
Schweiz i. 1918, 404—11). 



§ 17."). Kleinere Seengebiete. § 176. Die Seenregionen. 449 

begleitet und unten durch Endmoränen abgedämmt (Wurm- See, Ammer- 
See in Bayern) 36 ). 

§ 176. Die Seenregionen. Wahrhaft regionale Seengebiete sind ein- 
mal die Steppengebiete der Erde, sodann die ehemaligen Glazialgebiete. 

1. In der Steppe herrschen die flachen Endseen durchaus vor. 
Dies rührt einerseits von der Flachheit der schon früher als abflußlos ge- 
schilderten niederschlagsarmen Landsenken her; anderseits ist die Verdunstung 
zu stark, als daß selbst größere, von den Randgebirgen aus feuchtem Ein* 
zugsgebiet herab gelangende Ströme mehr als die tiefsten Stellen der flachen 
Eintiefungen ausfüllen könnten. Der zusehends einschrumpfende Balkasch- 
See, der Aral-See (tiefste Stelle 66 m ) und das Kaspische Meer sind solche 
Endseen der Steppe. Was freilich das letztere betrifft, so gilt dies nur von 
seiner flachen Nordhälfte. Im Süden greift es in den Bereich der Faltungs- 
zonen ein. und hier sind ihm zwei (durch die Halbinsel Apscheron getrennte) 
Senkungsbecken von etwa 1000 m Tiefe einverleibt. In der Gobi, der Per- 
sischen Wüste (Hamum), in den Steppen Sudans (Tschad-See)-, in der 
Kalahari Südafrikas (Ngami), in den Steppen Westargentiniens, vor allem 
im Innern Australiens wiederholt sich die Erscheinung, daß die tieferen Senken 
von Seeflächen eingenommen werden. Dazu treten die zahlreichen kleineren 
Becken und Mulden, die der Wind von lockerem Material befreit hat (See- 
becken äolischer Ausräumung), um es unfern als leichten Wall wieder 
aufzuhäufen. Daher die Veränderlichkeit selbst des Standorts der Seen (Lop- 
nor) 37 ), daher das flachwellige Gelände, dessen Vertiefungen eine Unzahl 
von Seen bergen wie in Tibet, in der Kirgisensteppe. In trockenen Perioden 
lösen sie sich oft unter unseren Augen in kleine Lachen auf oder verschwinden 
ganz, um sich in nasseren wieder zu füllen. Der Neusiedler-See in Ungarn, 
durch die Donauanschwemmungen abgedämmt, ist das Vorbild eines solchen 
flachen (4™ tief), von den Klimaschwankungen abhängigen Steppensees. Er 
war 1860 — 1868 gänzlich eingetrocknet und hat sich seitdem wieder gefüllt 38 ). 

Im Großen Becken Nordamerikas zeugen große Seen diluvialer Zeit, die wohl 
an 300 '" Tiefe besaßen, von Zeiten reicherer Niederschläge. Man hat den westlichen 
Lahontan- 39 ), den östlichen Bonne ville-See 40 ) getauft. Heute, wo auch diese 
Gegenden unter Trocknis schmachten, finden sich von jenen nur noch kleine Reste, 
unter denen der (nur 16™ tiefe) Große Salzsee noch hervorragt. Die bedeutende 
Tiefe einiger der westlichen Seen jener Gegenden (Tahoe, 500 m ) spricht wohl dafür, 
daß sie durch die in diesem Schollenland nicht seltenen Verwerfungen eingetieft sind. 

Die Salzseen. Weitaus die meisten Endseen der Steppen enthalten 
salziges ,Wasser, weil die in verschwindender Menge ihnen von den Zuflüssen 
zugeführten Salze sich anhäufen müssen, während nur das Wasser auf dem 
Wege der Verdunstung verschwindet. Der mit Ausfluß versehene Titicaca- 
See auf der Hochfläche von Bolivia hat süßes Wasser, sein Nachbar, der 
Aullagas- Sumpf, dem er sein Wasser zusendet (Taf. 44), ist salzig. Wenn 
sich im Einzelfall von dieser Regel eine Ausnahme findet, so werden perio- 

36 ) A. Geistbeck, Die Seen der deutschen Alpen, mit Atlas, Leipzig 1885; 
s. auch -Berghaus, Phys. Atl., Taf. 17; Penck, Die Alpen im Eiszeitalter. — 
37 ) Sven Hedin in Pet. Mitt., 1896, Taf. 16, 1:5000000 und Erg.-H. Nr. 131, 
1900, 163—67. — 38 ) Swarowsky, XII. Jahresber. Ver. d. Geogr., Wien 1886. — 
39 ) Vergl. oben Anm. 18. S. die Karten in Berghaus, Phys. Atlas, Taf. 18, 1 : 5000000. 
— 40 ) S. o. S. 444, Anm. 14. - 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 29 



Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

dische oder unterirdische Ausflüsse zugrunde liegen. Das erstere scheint z. H. 
l>ci dem Tschad-See, der Süßwasser führt, der Fall zu sein, da er zeitweilig 
durch den Bahr-el-Ghasal (Taf. II) nach tieferen nordöstlichen Einsenkungen 
hin entleert wird 41 ). Ungewöhnlich geringer Salzgehalt kann für die Jugend 
eines S sprechen. 

Aueli aolohe Endseen, die mächtige Strome aufnehmen, uir der A.ral*See 

Salzgehalt) und das nördliche und westliche Vier des rLaspisohen Meeres 

(an der Wblgamündung <>.| ... Kurmündung l,s%) enthalten wenig Salz, wogegen sie. 

ringe umsohloaaen, bu wahren Salzpfannen werden. Die östliche Bucht d6s Easpi 

sehen Meeres rlara Bugas, besser A.dsohi Darja, ist eine Bolohe; die starke Ver 

dnnstung zieht standig einen Wasserst roni aus dein größeren Hecken einwärts 

und laßt das Wasser eindampfen, so daß man in ihm nicht weniger als 18% Salz 
gehalt fand '-). Ahnliehe Vorgänge der allmählichen Bildung von Salzlagern voll- 
. nihil .sich im Toten Meer (24%), in dem bereits alles tierische Lehen erstorben 
ist, oder im Großen Salzsee (Nordamerika 21, 4 %) und im Urmia-Scc in Ar- 
menien (21%). Der nahe benachbarte, allerdings auoh in üedersohlagBreioherem 
Gebiet gelegene Wan-See weist nur 2",, an Salzgehalt auf. 

2. Noch seenreicher als die Trockengebiete der Erde sind die Re- 
gionen ehemaliger V.ergletscherungen. In Kuropa entfallen] etwa 
160000, in Amerika 430000 i km der gesamten Seenfläche auf diese. Die Vor- 
bedingung i->t hier durch «las unruhige Terrainbild gegeben, welches die Eis- 
zeit sowohl in der Rundhöcker- als der Moränenlandschaft hinterlassen' bat 
(S. 369). In der ersteren hat man es zumeist mit Felsbecken zu tun, aus 
denen «las Eis ,ii,. Verwitterungsprodukte ausgeräumt hat. Finnland mit seinen 
zahlreichen, höchst unregelmäßig gestalteten und durch ein vielverzweigtes 
Flußnetz zusammenhängenden Systemen von Seen bietet dafür den besten 
Typus (Taf. 31). In Finland, das mau als eine Fels- und Seenplatte bezeichnet, 
nehmen die Seeflächen mit 48000 i* m nicht weniger als 13% des Gebietes 
ein. Ähnliches wiederholt sich in den Felsplatten rings um die Hudson-Bai. 
— Daneben wird in Europa ein Kranz von großen Seen beobachtet, der 
sich vom Weißen .Meer am Südrand Finlands zu den großen schwedischen 
hinüberzieht. Ihr Spiegel liegt niedrig (Tai. 31), und ihre Sohle reicht bei 
ziemlicher Tiefe beträchtlich unter den Meeresspiegel; sie sind ungleich tiefer 
(Lädoga bis 223 ra ? Onega 124"'. Wetter 119 m , Weener 88 m ) als die vor- 
genannten. Das gleiche ist mit den Kanadischen Seen der Fall, deren 
gtößte. rund 180 m überm Meer gelegen, mit ihrer Sohle aber 50 — 100 m unter 
den Meeresspiegel greifen. Die Reihe großer Seen zieht sich von dort über 
den Winnipeg-See nordwestwärts bis zum Gr. Bären-See hin. Ein Blick 
auf eine geologisch«' Karte zeigt uns. daß diese Seen am Rand einer archäischen 
Platte, die oft stufenförmig abbricht* 8 ), aufgereiht sind und somit vielleicht 
auch ihre größere Austiefung einer Senkung längs dieser Zone verdanken 44 ) 
(s. u.). — In der Region glazialer Aufschüttung (S. 369), welche jene Fels- 
platten im Süden dn großen Seen umgibt, wird die Zahl der kleinen Seen 
!i. die meisten scheinen durch lockere Massen abgedämmt zu sein und 
«lein Typus der Moränenseen anzugehören. Auf dem baltischen Höhenzug 

Ai ) G. Nachtigal, Sahara und Sudan, II, 1881, 358. — 42 ) v. Baer, Kasp. 
Studien (Bull. phy8.-math.Acad. de St. Petersb. XIV, 1856, 14; XV, 75); die weit 
verbreit ete Angabe v. 28,g% Salzgehalt (vergl. auch Schotts Karte des Salzgehalts 
der Ozeane, Pet. .Mitt. ]!*02. Tal 19) wird von Andrussow u. a. als irrig bezeichtet 
(Pet Mitt. 1807, 26). — **) Sueß, Antlitz d. Erde, I, 81. — 44 ) Hinsichtlich der 
Kanadischen Seen -. J. W. Spencer, Geogr. Jahrb. XV, 1891, 103. 



§ 17(5. Die Seenregionen. — § 177. Die Flüsse. 451 

mögen, soweit er Deutschland durchzieht, wenig unter 100UO Seen gefunden 
werden 45 ). Neben breiteren und vielfach zerlappten (Mauersee in Ostpreußen, 
Taf. 20) finden sich schmale Talseen und rundliche Kolke, die man auf 
Strudellöchei der ehemaligen Vergletscherung (Evorsionsseen) zurück- 
führt, oft hart nebeneinander. 

Reliktenseen. Sri( man in manchen weit im Binnenland befindlichen Land- 
seen einzelne Tiere oder eine ganze Fauna gefunden, die man bisher nur als marine 
kannte, hat man solche Seen unter dem Namen Reliktenseen als Reste ehemaliger 
Meeresräume nachzuweisen gesucht 46 ). Eine nähere Prüfung hat indessen erwiesen, 
daß solche der Biologie entnommenen Kennzeichen vielfach trügerisch sind, in- 
dem /.ahlreiche Lebewesen sich im Laufe der Jahrtausende neuen Lebensbedingungen 
wie z.B. dem allmählichen Übergang salzigen Wassers in brackisches und endlich süßes 
anzupassen vermögen. .Man hat daher später dem Begriff der Reliktenseen eine an- 
dere Bedeutung gegeben, darunter solche verstehend, die einst bei tieferer Lage des 
Landstrichs, in dem sie gelegen sind, vom Meere bedeckt waren. Das scheint z. B. 
von der .Seensenke zu gelten, die sich vom Weißen Meer am Südrand Finlands und 
durch Südschweden zieht. Indessen kann weder die Ausgestaltung der dortigen 
Seebecken noch die heutige Wasserführung mit jenem Begriff in einen unmittelbaren 
Zusammenhang gebracht werden, so daß zurzeit ein Bedürfnis, besondere Relikten - 
seen zu unterscheiden, nicht besteht*'). 

Temperatur- und Bewegungserscheinungen innerhalb der stehenden 
Gewässer können erst später im Zusammenhang mit denen des Meeres zur 
Sprache kommen (§214 und § 218). 

§ 177. Die Flüsse 48 ). Nachdem im Früheren Ausgangspunkte, Wege 
und Kanäle, sowie Endpunkte der strömenden Gewässer, nämlich Wasser- 
scheiden und Quellen, Täler und Mündungen nach ihren wichtigsten Eigen- 
tümlichkeiten erörtert sind, gilt es jetzt den Fluß lauf inseinemZusammen- 
hang zu betrachten. Dabei müssen wir zunächst von seiner bloß linearen 
Erstreckung absehen und uns vergegenwärtigen, daß jeder Fluß das Er- 
zeugnis aller seitlich ihm zufließenden Gewässer ist. Jeder Bach oder Fluß, 
er mag noch so klein sein, bildet an sich ein Stromsystem, und das einzelne 
init Namen belegte Rinnsal, wie es uns die Karte darstellt, ist für ein bestimmtes 
Flächengebiet nur der Hauptstrom oder Vertreter aller dem gleichen Ge- 
biet entströmenden Gewässer. Wir sehen ihre Zahl stetig wachsen, wenn 

45 ) E. Geinitz (Die Seen, Moore und Fiußläufe Mecklenburgs, Güstrow 
1886) gibt allein für Mecklenburg 650 Seen an, abgesehen von den Tausenden kleiner 
wasserführenden Löcher (Solle); A. Bludau nimmt auf der Pommerschen Seen- 
platte ca. 4500, auf der Preußischen 2500 an, von denen er 750 (von zusammen nur 
1774qkm) planimetrisch gemessen hat (Oro- und Hydrogr. der preuß. u. pommersch. 
Seenplatten. Erg.-Heft Nr. 110 zu Peterm. Mitt. 1894). — 4S ) Vergl. G. R. Credners 
eingehende Untersuchung über Reliktenseen (S. 442, Anm. 4). — 47 ) S. die Gegen- 
gründe gegen die Crednerschen Reliktenseen bei Penck, Morph. II, 1894, 230. 
— 48 ) Die Betrachtungen über die Flüsse als einheitliche geographische Gebilde 
gipfeln in unseren Handbüchern in einfacher Zusammenstellung einiger Größen - 
werte; die neueren Morphologien gehen gleichfalls flüchtig über sie hinweg. C. Rit- 
ters Gedanken über Stufenländer und Ströme der Erde (s. Vorlesungen über Allg. 
Erdk. 1862, 159 — 191) sind wenig weitergeführt. Einiges bietet v. Sonklar, Uro- 
graphie, 1873. Wichtige Grundfragen erörtert E. Wisotzkis lehrreiche, mit großer 
Literaturkenntnis verfaßte Schrift: Hauptfluß und Nebenfluß, Stettin 1889. Neuere 
Spezialschiffen wie G. v. Zahn, die Flüsse (Handwörterb. d. Naturwiss. IV, Jena, 
1913, 43 — 73), oder H Gravelius, Flußkunde (Berlin 1914), u. a. beschäftigen 
sich ausschließlich mit der Talgeschichte und Wasserführung. 

29* 



Buch II Physikalische Geographie, Kapitel II. Dae Festland. 

wir voii dem Studium <lri Übersichtskarte zur Spezialkarte fortschreiten. 

aübei «Irin Bauptstrom des Systems Bind alle übrigen Wasseradern 
Nebenflüsse (vergl. >j 179), jeder Nebenfluß isl aber selbstverständlich 
wieder Hauptfluß für die von ihm aufgenommenen Nebenflüsse zweiter Ord- 
nung usf. 49 ). — Selbständig nennen wir jedes Flußsystem, welches seine 
unmittelbar dem Meere oder im Binnenlande einem Endsöe zu- 
sendet; unselbständig, wenn es dieselben wiederum in ein Hießendes Ge- 
,1.1.1:. [Hernach gibl es auf der Erdoberfläche zwar viele Tausend 
Reibständige Flußsysteme, aber weitaus * 1 i « * größte Zahl Bcheidel wegen des 

hwindend kurzen Flußverlaufs und der Kleinheit des Entwässerungs- 
gebietes für unsere jetzige Betrachtung aus. 'Wir lassen diese letzteren ge- 
wöhnlich unter dem Namen der Küstenflüsse zusammen, wiewohl viele 
darunter sind, deren Wurzeln auch rückwärts über die unmittelbare Küsten- 
abdachung hinübergreifen. Zur gleichen Kategorie gehören die kleinen 
Beckenrandflüsse der Endseen. 

Es Läßl Bich nun theoretisch ein normales Flußsystem denken, 
welches von einer unzweideutig zu verfolgenden Gesamtwassersoheide 
(j L67) umkränzt, zugleich von einer ausgeprägten, ans einer Hauptquelle 
hervorgehenden Hauptrinne durchzogen wird, die sämtliche übrigen Ge- 

i unmittelbar oder mittelbar aufnimmt. 

Scheinbar sind, nach unseren Karten zw urteilen, die meisten Flußsysteme 
der Erde in dieser normalen Weise ausgebildet. Aber gerade in diesem Punkte 
hi n uns die Bilder oft. Denn der Kartograph hat teils der Xamengebung 
folgend, wie sie sich im Laufe der Zeit ausbildet B, teils in dem Bestreben, jedem 
System zu einer Eauptquelle und einem Hauptfluß zu verhelfen, bereits durch 
Markierung einer einzelnen Fluglinie und Fortlassung mancher Einzelheiten der 
Nebenlinien über gewisse zweifelhafte Fragen eine Entscheidung getroffen, die unser 
Urteil befangen hält. Wir stehen daher wieder vor einem für das Kartenstudium 
wichtigen Punkt, dessen eigentümliche Schwierigkeiten jedoch selten in der geo- 
graphischen Literatur einer gründlichen Erörterung unterzogen werden. Innerhalb 
der Kart etrie jedoch, die uns mit Flußlängen und Flußgebietsgrößen be- 
kannt machen will und unser Auge daher scharf an die Karte heftet, begegnen uns 
potamographischen Unsicherheiten alsbald. Denn manche Flußsysteme ent- 
I» In i n in ihrem oberen Teil eines Hauptflusses und daher auch einer Hauptquelle 
ganz oder lassen sich infolge von Strecken unbestimmter Wasserscheide (S. 417 
nicht scharf voneinander abgrenzen. 

§ 17s. Ihiv Stromgebiet. In den Stromgebieten tritt uns eine neue 
Gattung natürlicher Regionen entgegen, welche die großen Abdachungen 
der Landoberfläche (§ 127) gliedern. Nur selten fallen Bie mit den durch die 
Einheitlichkeit der Bodengestaltung bedingten „Landschaften" (§ 151) zu- 
sammen. .Meist greifen sie über dieselben hinaus und setzen oft weit voneinan- 
der Liegende Gebiete in Verbindung. Hierbei werden die unteren Talland- 
schaften in größere Abhängigkeit von den oberen gebracht als umgekehrt. 
Ziehen Bich di<- festen Bahnen eines Stromsystems über alle Teile eines Strom- 
gebietes hin, so wirkt das von oben herabgleitende feuchte Element in Ver- 
bindung mit den schwebend herangetragenen Sedimenten in segenspenden- 
der wie gefahrdrohender Weise best immend nur nach unten. Die ganze Boden- 
kultur des von Wüsten umgebenen unteren Niltales ist bedingt durch das 

49 ) Über die neueren Bezeichnungen, welche die Flüsse zu den Verhältnissen 
des Bodei eichen Bie hinfließen, in Beziehung setzen, vergl. oben S. 389. 



§ 17s. Das Stromgebiet. 4."):; 

Eingreifen eines Flußsystemes, welches Beine Wasser in tropischen Regen- 
landschaften sammelt. 

Wir verfolgen zuerst die Umrandung der Stromgebiete 50 ). 

1. Im Quellgebiet der Flüsse tiiti die Unbestimmtheil der Waasei 

scheide öfters dann hervor, wenn sie auf ebenem Boden über Seen und Sumpf- 
' flächen hinwegzieht. Es gibt Seen, welche dauernd oder periodisch in Zeiten 
reicherer Niederschläge sich nach entgegengesetzten Seiten entwässern. Dieser 
Zustand der sog. Wasserteilung pflegt sich lange zu erhalten, weil die Ero- 
sion die Seeausflüsse nur langsam tiefer legen kann. Sie ist zuweilen auf künst- 
lichem Wege hergestellt an Stellen, wo sich zwei schiffbare Wasseradern so 
nahe kommen, daß sie in sog. Tragplätzen (franz. Portages) durch ein 
Hinübertragen der Kähne überschritten werden können. 

Die Erscheinung natürlicher wie künstlicher Wasserteilung tritt nicht selten 
in den glazialen Seenregionen, z. B. bei manchen der ostpreußischen Seen auf ol ) — 
Ein deutlicheres Beispiel bildet die Verbindung des Winnipeg-See mit dem nord- 
östlich davon gelegenen Severn-See durch den Sandigen See in Kanada 52 ). — Auf 
dem Boden einer hohen Talwasserscheide im Gudbrandsdal Norwegens sendet 
ein See (635 m ) seinen Wasserüberschuß sowohl dem Rauma-Elf als dem Lougen 
zu 53 ) (Taf. 31). — Eine ähnliche Wasserteilung findet zwischen dem östlichen und 
westlichen Manytsch in der Senke nördlich vom Kaukasus (Atlas, Taf. 32) statt, 
sobald der Kala-us ihr genügend Wasser zuführt 54 ). 

2. Seltener tritt im Oberlauf von Flüssen, jedoch unterhalb des 
Quellgebietes, eine Bifurkation oder Flußgabelung ein, die verschiedene 
Stromgebiete miteinander verbindet. Sie kann ihre Entstehung zuweilen 
dadurch haben, daß der sich spaltende Fluß von einem Seitengewässer seines 
Nachbarn durch rückschreitende Erosion angezapft wird. 

In Deutschland zeigt sich die Erscheinung im Obrabruch unweit Kosten 
(Taf. 20), sowie im Osten Osnabrücks in der (künstlich unterhaltenen) Wasserteilung 
zwischen dem Emszufluß Haase und der zur Weser eilenden Else 55 ) (Taf. 19). — 
Weit bekannter ist aber der von Humboldt beschriebene Fall, in dem der Orinoko 
sich 500 km unterhalb seiner Quelle gabelt, um mittels des Cassiquiare einen Teil 
seines Wassers in der Stärke des Mittelrheins dem Amazonas zuzusenden 56 ) (Taf. 44). 

— Unterirdisch treten Flußsysteme zuweilen in Verbindung, sobald sie über durch- 
lässige Gesteinsarten hinziehen. So hat man als Grund dafür, daß die Donau unter- 
halb Tuttlingen (Taf. 24) in auffallendem Grade wasserarm wird, festgestellt, daß 
sie dort im zerklüfteten Kalkgestein Wasser in beträchtlichem Maße verliert. Wie 
Versuche mit Farbstoffen ergaben, tritt dieses lö kra südlich davon im Quelltopf 
der zum Bodensee fließenden Aach mit mächtigem Schwall wieder zutage 57 ). — Die 
Grenzen eines Stromgebietes können für jetzt nur nach der oberirdischen Entwässe- 
rung bestimmt werden. 

3. Weit häufiger, treten Flußteilungen aber im untersten An- 
schwemmungsgebiet der Flüsse auf und führen hier zu wahrer Fluß- 
vermischung 58 ), die eine Zuteilung der Einzeladern an die sich berühren- 

50 ) A. Haase, Über Bifurkationen (Pet. Mitt. 1889, 192). — 51 ) A. Bludau. 
Hvdr. der preuß. usw. Seenplatte, 1894 (oben Anm. 45), bes. S. 39. — 52 ) Berg- 
haus, Phys. Atlas, Taf. 16, 1:5 Miß. — 53 ) Berghaus. Taf. 16, 1:500000. — 
54 ) Daselbst 1:5 Mül. Vergl. Pet, Mitt. 1861, 378. — 55 ) Berghaus, Taf. 16, 
1:500000. Vergl. H. Guthe, Die Lande Braunsclvweig und Hannover, 1867,486. 

— 56 ) Berghaus. Taf. 16. 1:5000000. — 57 ) Nach Knop, N. Jahrb. f. Min. 
1878, 350 ff. — 58 ) Supan. Phvs. Erdk. 1885. 523; 1911. 735. dehnt den Namen 



Buofa 11. Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

den StromsyBteme oft sur Unmöglichkeit macht. Dies zeigl sich besonders 
bei den großen Flußdeltas. 

Einfach liegen die Verhältnisse noch beim Tornea in Lappland, der in 67 ' L .° Br. 

seinem Nachbar Kalü einen Arm eusendel (Tai. S2) M ).— Unentwirrbar sind Ganges 

und Brahmaputra in ihrem Delta verbanden, und ähnliches gilt von den Gewässern, 

die die chinesische Tiefebene durchziehen und letztere durch ihre Anschwemmungen 

raeugl haben. 

I Bchiebl sich ein Delta weiter und weiter vor, bo sind auch selbständig 
m^ Meer gelangende Flüsse der Gefahr ausgesetzt, jenem deltabauenden Strom 

tributar EU weiden. Dies isl Voraussichtlich das Schicksal einzelner Flüsse 
\ Mens wie der Brenta, des l'iave usw. (Taf. 23). Andererseits kann die 
Gewall d.T Anschwemmungen die Flußvermischung wieder in eine völlige 
Abdämmung verwandeln, wodurch selbst Nebenflüsse eines Stromsystems 
zeitweilig selbständig weiden können. Die Etsch kann als ein solcher selb- 
ständig gewordener Nebenfluß 60 ) des I',, gelten. - lud dieselbe Be- 
zeichnung muß für Zuflüsse angewandt werden, die durch Wasserentziehung 
den Hauptstrom nicht mehr erreichen, in den sie sich einst ergossen. 

Eine solche Wasserentziehung ist in den Berieselungsoasen längs des Ge- 
birgsfuBee der Steppenlandschaften wie in Turan und Turkeetan nichts Seltenes. 

Der Berafschan erreicht den Amu nicht mehr (Taf. .*57). sondern versiegt im Anblick 
.-eines Hauptstromes. 

5. Die letzten Betrachtungen führen zur Erkenntnis 81 ), daß das 
natürliche Strombecken eines Flusses zuweilen größer ist, als der von 
ihm unmittelbar entwässerte Teil desselben, als sein Einzugs- oder Ent- 
wässerungsgebiet, das man kurzweg als Stromgebiet zu bezeichnen 
pflegt. Es erfoidert also bereits die scheinbar so leichte Aufgabe, die Grenzen 
eines Strombeckens festzustellen, vielfache Überlegung. Das gilt ganz be- 
sonders von Wüstengebieten mit trockenen Flußbetten (Nil, Niger). Letztere 
gehören dem Strombecken an, sobald die Neigung der Betten dem Flusse 
Eugekehrl ist. 

Das Stromgebiet des Po, ohne das der Etsch, beträgt 75000 f i 1 " n , dagegen 
das Strombecken, zu dem auch letzteres gehört — zurzeit sind Brenta, Piave 
usw. noch keine selbständigen Nebenflüsse des Po und daher auszuschließen — , 
89000*1™)**). Je nachdem man den Tocantins mit zum Stromsystem des Ama- 
zonas rechnet oder nicht, wird das Stromgebiet des letzteren um 1000000 , i 1(m 
größer oder kleiner anzunehmen sein. 

Die größten Strombecken der Erde 63 ) sind in annähernden An- 
gaben, wie sie allein der Unsicherheit der Abgrenzung entsprechen: 



auch auf Bifurkationen im Oberlauf aus. Beispiele von Blußvermischungen bei 
< redner, Die Deltas (Erg.*Heft 56 zu Pet. Mit t. 1878); l'nterlauf des Hoangho 
in Berghaus, Phys. AtL, Taf. 17, 1:10000000. — 59 ) Berghaus, Taf. 16, 

l : E 10. — 60 ) Wisotzki (s. Anm. 48) S. 116 ff. — 61 ) Wisotzki, S. 130 ff. 

— «2) Strelbitzky, La superficie de l'Europe 1882, 116. — 63 ) Den eisten umfang- 
reicheren Berechnungen von Heinr. Berghaus (Elemente der Erdbeschreibung 
1830, 236, und verbesserl Phys. Alias. 2. Aufl., 1852; Hydrographie. Taf. 7—8) 
Bind diejenigen v. Klödens gefolgt; die letzten (Zeitschr. f. Erdk., Berlin 1885, 
:>'M ff. ). allerdings von anderer Hand aus dem Nachlaß herausgegeben, ent- 
sprechen jahrelangen Sammlungen, wobei, wie besonders ausgesprochen wiid, 
.'tenteils keme Kritik anzuwenden war." Das Resultat ist eine Mischung 
von brauchbaren neben gänzlicb sinnlosen Angaben. Was die Stromgebiete betrifft, 



§ 178. Das Stromgebiet. — $ 179. Bau der Stromsysteme. 455 

qkm qkm 

Amazonas (m. Tocantins) . 7000000 64 ) Amur 2050000 65 ) 



Kongo 3700000 64 ) 

Mississippi 3250000 64 ) 

Laplata (mit Uruguay). . 3100000 64 ) 

Ob 2950000 65 ) 



Jang-tsc-kiang 1780000") 

Ganges-Brahmaputra . . . 1730000 64 ) 

Mackenzie 1660000 84 ) 

Wolga 1460000 67 ) 



Nil 2870000 68 ) | Sambesi 1330000 64 ) 

jenissei 2550000 65 ) St. Lorenz 1250000 64 ) 

Lena 2380000 65 ) | Saskatschewan-Nelson . . 1080000 64 ) 

Niger 2100000 64 ) | 

Hiernach überragt das Strombecken des Amazonas weit die aller an- 
deren großen Flüsse, er ist der größte Strom der Erde. Von weiteren fünf 
Strömen, nämlich dem Hoangho, Indus, Orinoko, Oranjefluß und Murray 
(Australien) bleibt das Stromgebiet wenig hinter 1 000000 i km an Größe 
zurück. Zum Vergleich für kleinere Strombecken mag folgende Angabe 
dienen : 

qkm genauer qkm genauer 

Donau 800000 (817000) Rhone 100000 (99000) 

Rhein mit Maas . 200000 (193000) | Guadalquivir .... 50000 (56000) 

$ 179. Bau der Stromsysteme. In jedem Strombecken läßt sich 
unschwer ein längerer oder kürzerer Hauptstrang unterscheiden, der schließ- 
lich die Gewässer des gesamten Gebietes in sich vereinigt und daher durch 
Breite, Tiefe und Wassermasse sich deutlich als der Hauptfluß kennzeichnet. 
Er gibt dem System den Namen. Diesem gegenüber erscheinen alle anderen 
Adern entweder als Seitenflüsse (Nebenflüsse) oder als Quellflüsse. Die 
Seitenflüsse werden vom Hauptfluß aufgenommen, die Quellflüsse vereinigen 
sich zu einem erst an ihrem Vereinigungspunkt beginnenden Hauptfluß. 
Indem man jedoch in jedem Flußsystem nach einem einzigen das ganze Ge- 
biet von einem Punkte der äußeren Hauptwasserscheide bis zur letzten Mün- 
dung durchziehenden Hauptfluß suchte und an jedem Zusammenfluß zweier 
Gewässer nur das eine als Oberlauf des vereinigten Stromes nachweisen zu 
müssen glaubte, bis man schließlich nach einer sog. Hauptquelle als Ursprungs- 
stätte des Systems gelangte, hat man sich die Frage nach Haupt- und Neben- 
fluß noch schwieriger gemacht, als sie im Einzelfall an sich schon ist. Schein- 
bar freilich löst man die Sache auf einfachstem Wege, indem man die längste 
zusammenhängende Flußlinie des Systems als Hauptfluß oder gar die 
am weitesten von der Mündung abliegende Quelle als Hauptquelle des 

so hätte ein Blick auf eine mit Gradnetz versehene Karte vor solchen Irrtümern, 
wie 4562500 qkm für das Nilgebiet, 2477835 q^m für das Kongogebiet (nämlich 
45000 g. Q.-M. ; warum in Q.-M. abrunden und bei so unsicheren Werten die Q.-K. bis 
auf Einer präzisieren?), 321127 qkm für das Sambesigebiet ( !) bewahren müssen. 
Es fehlen alle Erläuterungen, Quellen- und Kartenbeilagen. Unverbürgte Zahlen 
gibt auch Murray für 33 Flüsse in Scott. Geogr. Mag. 1887, 76. Sorgfältiger gehen 
Marinelli (La Terra, I, 1883—87, 398) und Heiderich (Balbi, Erdbeschreibung, 
8. Aufl., I, 1893, 136) zu Werke. Die obigen Angaben beruhen teils auf erneuter 
Durchprüfung früher (1881) mitgeteilter Zahlen, teils auf neuen Berechnungen 
A. Bludaus (Pet, Geogr. Mitt. 1897, 1898, 1900 u. a,). — 64 ) Nach Bludau. — 
65 ) Abgerundet nach v. Tillo u. v. Schokalsky, Neue Bestimmimg d. Oberfläche 
des asiat. Rußlands 1905, in russ. Sprache, 2 — 18: Ob 2 947 870 (Irtischgebiet für sich 
1591680), Jenissei 2551710, Lena 2383730, Amur 2054510 q*m. — 66) Nach Lyons, 
Physiography of the River Nile and its Basin, Cairo 1906, 6. — 67 ) Nach Strel- 
bitzky, Superficie de l'Europe 1882. 



Bach II Physikalische Geographie, - Kapitel II. Das Festland, 

Flusses erklärt*). Km so mechanisches Verfahren steht jedoch mit dorn Be> 
ben, alle Erscheinungen ;uif natürliche, entwioldungsgeschichtliche Vbr- 
ückxnführen, im Widerspruch. 

Tu einem System mit deutlichem Ursprung des Hauptflusses kann 
nur diejenige Ader als solcher gelten, welche sich nach der gesamten 
Bodengestall des Strombeckens als tief gelegene Sammelrinne 
"i. Die Entscheidung hat also auch hier wieder von der orographi- 
schen Karte aussugehen und darf, das ganze Strombecken überschauend, 
sich den Blick nicht durch die lokalen Verhältnisse am Zusammenfluß /.wein 
Adern trüben lassen. Sie besitzt in manchen Fallen insofern nur theoretischen 
Wert, als sie ohne größte Verwirrung anzurichten an der historischen Ent- 
wicklung der Namengebung der Flüsse selten etwas ändern kann, aber sie 
vermag zum Bewußtsein zu lningen, in welchen Fällen die Namengebung 
das Richtige getroffen hat oder nicht. 

2. EtS gibt eine Reihe einfach gebaut er oder gleichartiger Strom - 
Systeme, in welchen die fragliche Entscheidung leichter wird. Sie durch- 
strömen wesentlich nur eine Talform, so daß die Klassifikation sich unmittel- 
bar an die fraglichen Täler (S. 419) anschließen kann. 

Die Abdachungsflüsse entströmen der geneigten Ebene in der 
Richtung des Gefälles, daher, wie bei den Abdachungstälern geschildert ist 
(S. \2'2\. entwedei in paralleler oder strahlenförmiger Anordnung. Ihre Zu- 
flüsse nehmen sie im Flachland unter spitzem Winkel auf, denn auch 
diese >ind in ihrem Laufe wesentlich durch die Gesamtneigung der Abdachung 
bedingt. Als Nebenflüsse umkreisen sie zuweilen ein größeres Flachlandbecken 
bogenförmig, ehe sie sich am Rande in einer Rinne sammeln. Unregelmäßiger 
ist die Anordnung der Zuflüsse bei den Gehängeflüssen im Gebirge; sie 
erfolgt im allgemeinen mehr in senkrechter Richtung zum Haupttal. 
Immer aber handelt es sich bei den selbständigen Abdachungsflüssen nur um 
kleine und schmale Flußgebiete, da eine größere Stromentwicklung des 
Hauptflusses wie der Seitenflüßchen im allgemeinen durch die einseitige Ab- 
dachung ausgeschlossen i<t. 

Von den mehrfach erwähnten Küstenflüssen abgesehen, sei an die parallelen 
Ffaifiadem Beesarabiens: Bug, l)niestr, Pruth, Sereth erinnert (Taf. 32). Abdachungs- 
flüsse sind im wesentlichen Amu und Syr (Taf. 37). Seine- und Kongobecken zeigen 
die bogenförmigen Flußläufe auf der Hauptabdachung. 

Der einfach flankierte Saumfluß, am unteren Saum einer Abdachung 
entlang ziehend und hier alle Abdachungsflüsse aufnehmend, läßt am ehesten 
die Bedeutung der Tiefenlage für die Bestimmung des Hauptflusses in einem 
System erkennen. Im übrigen ist sein Stromgebiet einseitig oder stark 
unsymmetrisch gebaut, weil der Hauptfluß die überwiegende Zahl von Zu- 
flüssen nur von der einen Seite empfängt. 

Der Inn darf hiernach trotz größeren Wasserreichtums und g r ößerer Länge 
nicht al- Oberlauf der Donau gelten, da er gleich den andern Alpenzuflüssen auf 
der Oberdeutschen Hochfläche den Charakter der Abdachungsflüsse besitzt, die sämt- 
lich der Tiefenlinie an ihrem Nordrande zustreben. Die Donau führt also ihren Ur- 



fl8 ) Xaeh diesem Grundsatz würde der San zur oberen Weichsel, die Selcnga 
zum oberen Jenissci. die Dschamna zum oberen Ganges usw. werden. — 6!t ) E. Wi- 
sotzki. Haupt- u. Nebenfluß. Stettin, 1889, 84. 



§ 17!). Bau der Stromsysteme. 151 

sprung mit Recht auf den Schwarzwald zurück, und der Charakter als dominierender 
Sauin- oder Vorlandsfluß würde noch mehr hervortreten, wenn sie nicht durch den 
Eheindurchbruch ein langes oberes Stück ihres ehemaligen Oberlaufes (Aar) Ve- 
laren hätte. — Der Jenissei hat seinen Ursprung im Ulu-khem (Taf. 38) und die 
Tungusken sind sämtlich seine gleichgebauten rechten Nebenflüsse. Die in den Bai- 
kal-See von S. fließende Selenga ist nur ein zufälliges Anhängsel seines Stromsystems. 
Die Lena ist bis zu ihrem großen Knie unweit Jakutsk ein einseitig gebauter Saum 
fluß. — Umgekehrt entspricht der Sprachgebrauch nicht dem richtigen Verhältnis, 
wenn der Saumfluß Saöne nach Aufnahme der Rhone den Kamen wechselt. Denn 
die Rhone ist ihrem gesamten Bau nach mit Doubs, Isere und Durance auf eine Linie 
zu stellen, sie entströmen der gemeinsamen Westabdachung zum Talweg der meri- 
dionalen Senke zwischen Alpen und französischem Mittelgebirge (Taf. 29). — Nicht 
mit gleichem Recht würde die Dschamna beanspruchen können, als Hauptfluß des 
Ganges zu gelten (Taf. 38). Denn wenn sie auch den äußeren Saum des hindosta- 
nischen Tieflandes markiert, sind Dschamna und Ganges bis zu ihrer Vereinigung 
ähnlich gebaute Parallelströme und leidlich ebenbürtige, Quellflüsse des Ganges 
(s. u.). 

Zu den einfach gebauten gehören auch die Strorasysteme der doppelt 
flankierten Flachmuldenflüsse, welche die Gewässer zweier gegeneinander 
geneigten Abdachungen aufnehmen. Meist haben sie symmetrischen Bau 
der Flanken. 

Neben den großen amerikanischen Riesenströmen Amazonas, Mississipi, 
Laplata erinnern wir an den Lauf der Oder in Schlesien, sowie an den des Po. Je- 
doch auch die untere Donau gehört hierher. Denn wiewohl in einem Saumtale 
längs der bulgarischen Platte entlang ziehend (S. 423), ermöglicht die nach N. ge- 
richtete Neigung der letzteren eine volle Entwässerung zur Donau hin. — Zugleich 
ist durch diese Auffassung die Entscheidung getroffen, daß nicht der Missouri, son- 
dern der aus der Seenplatte Minnesotas südwärts ziehende Mississippi der Haupt- 
fluß des Systems ist. Denn der Plateaustrom Missouri ist, obwohl auf längere Strecken 
Längsfluß, doch im Ober- und Unterlauf ausgesprochener Querstrom, der senkrecht 
auf die mittlere Abzugsrinne zueilt. — Mit Unrecht nimmt dagegen der Oberlauf 
des Tieflandstromes Laplata, der Paraguay, nach Aufnahme seines katarakten- 
reichen Seitenflusses den Namen desselben, Parana, an. Der Uruguay ist durch 
seine Stellung zur Mittelsenke nur ein Nebenfluß des Systemes. — Die Linie des 
Marafion setzt die mittlere Normalrichtung des den Kontinent von Südamerika 
durchquerenden Amazonas fort und muß daher als sein Oberlauf gelten; dagegen 
ist der Ucayali ein rechter Nebenfluß wie der noch viel mächtigere Madeira. — Un- 
symmetrisch und an das Flußsystem des Saumflusses erinnernd ist das des Ob, 
indem der Tobol seiner Lage nach den in der Tief landsmulde entlang ziehenden Haupt - 
fluß darstellt. — ■ Unsymmetrisch sind ebenso die Stromsysteme der Seine (Taf. 29) 
und des Kongo. 

3. Quellflüsse. Treffen ebenbürtige Flüsse zusammen, ohne daß 
das Tal des einen sich unmittelbar in dem des vereinigten Stromes fortsetzt, 
so bezeichnen wir sie als seine Quellflüsse, und in Wahrheit beginnt der 
Hauptfluß erst an diesem Vereinigungspunkt. Nicht selten wechselt der Fluß 
daher auch an dieser Stelle den Namen. Über die Ebenbürtigkeit vermeint- 
licher Quellflüsse täuschen indessen die Übersichtskarten oft, während es 
bei näherer Untersuchung gelingt, für den einen das Vorrecht des Stamm- 
flusses nachzuweisen. Hierbei werfen lokale Momente ihr Gewicht mit 
in die Wagschale, in erster Linie die Natur des Tales, in welchem die Ver- 
einigung vor sich geht, dann die Wassermasse in Verbindung mit größerem 
Stromerebiet. 



Buoh 11. Physikalische Geographie. - Kapitel II. Das Festland. 

Klar lugt die Entscheidung im Dwinasystem (Tai. 32). Die Längsfalte, 
im der -H 1) nrei gani unabhängige Flusse, Wytsohegda von 0. und Suohona von 
\\\. geraden Wegs entgegen Btrömen, wird duroh die rechtwinkelig abfließehde Dwina 
entwässert Bei Werra und Fulda dagegen, durch deren Vereinigung die Weser 
entstehen boH, isl die Fulda ohne Zweifel echter Nebenfluß der ersteren, in deren 

l'.d -ie tritt, ein Verhältnis, das sich auch im Namen aUSBprioht, denn Wenn und 
r sind nur ober- und niederdeutsche Formen desselben Stammes (Wisahara) 7 "). 

Pie Oka, die sich bei Nischni Nowgorod mit der Wolga vereinigt, wird ebenso 

wie die Kima als Nehenfhiß des großen sarmat isehcn Stromes angcselien werden 

müssen, (\a beide von der Seite in das ausgebildete Wolgatal treten. — Xur scheinbar 
entsteht der Dniepr aus dem Zusammenfluß dreier Quellflüsse 71 ). Die Nonnal- 
richtung des von Mohilew Büdwärts ziehenden, tiefer eingeschnittenen Dniepr weist 
unzweideutig Pripet und Desna die Rolle von Nebenflüssen zu. — Die Seine führt 
mit Recht ihren Ursprung auf den bei Troyes vorbeifließenden Fluß, da sie als Saum- 
fluß die Yonne aufnimmt, ehe sie in das Pariser Tertiärbecken tritt. 

Schwierigkeiten bereiten besonders Zwillingsflüsse, welchen Namen 
man auf -ich vereinigende gleichartige Parallelflüsse des nämlichen Quell- 
gebietes beschränken und nicht auf alle Flußpaare 72 ) ausdehnen sollte, 
die unfern voneinander entspringend, nach weiten Irrfahrten schließlich 
-ich wieder im Mündungsgebiet nähern. 

Dschamna und Ganges, Allicr und Loire sind hiernach bis zur Ver- 
einigung Zwillingsflüsse (weniger schon können Cauca und Magdalenenstrom als 
solche gelten), wogigen Hoangho und Jang-tse-kiang, Brahmaputra und 
(langes. Buphrat und Tigris, Syr und Amu die für Asien charakteristischen 
Flußpaare sind, denn St romsysteme im einzelnen nicht durchweg Ähnlichkeit des 
Baues zeigen. 

4. Ungleichartig ist das System der Sammelst röme 73 ), deren 
Gebiet sieh aus einer kleineren oder größeren Zahl von Stromkamme in 
verschiedenen Baues und verschiedener Anordnung zusammensetzt. 
Meist tritt der Hauptfluß selbst durch Durchbruchstäler in tiefere Stufen 
-eines Reiches. Die seitlichen Stromprovinzen gliedern sich seltener als breite 
Abdachungen dem Haupttal an: auch sie sind öfter mittels Durchbruchstäler 
angefügt. Innerhalb dieser Stromsysteme herrscht eine große Mannigfaltig- 
keit der Gestaltung: die Zahl der Übergänge von der einen Grundform zur 
anderen i-t schwer übersehbar. 

Bald handelt es sich wie bei der Dwina und der Elbe um ein in sich ab- 
geschlossenes oberes Strombecken und nachmaligen einfachen Abdachungsverlauf, 
bald um einen mehrmaligen Stufenlauf, in dem jede durchzogene Flußprovinz eine 
tiefen- Stufe dai -teilt, wie beim R h e i n , der zwei, und der Donau, die vier, ja eigent- 
lich fünf Durchbruchstäler durchschneidet. 

5. Die Seen i in Stromsystem. Talseen (S. 147) sind Ruhepunkte 
in einem Stromsystem; es ist ein und derselbe Fluß, der in den See eintritt 
und ihn geläutert verläßt. Dagegen bezeichnen Quellseen die Gehuits- 
-t.itte de- Hauptstromes, der mit dem Austritt aus diesen erst seinen Anfang 
nimmt. Die Versuche, einen von der Randabdachung dem Quellsee zuströmen- 



70 ) H. Guthe (-. Anm. 55), 1867, 406; 2. Abdruck, 1888, 424.— 71 ) Supan, 
l'hys. Erdk.. 1896, 526; 1911, 738. In 6. Aufl., 1916, 750 spricht Supan nur von „meh- 
reren QoeDflüasen". — 72 ) Brüder- oder Geschwisterströme, nach Ritter (s. Anm. 48), 
187: Zwillingssyeteme nannte Kitter sie früher (Asien, 1832, f, 60). — 73 ) v. Richt- 
hofe,,. Führer, 1886, 190. 






§ 179. Bau der Stromsysteme. — § 180. Flußrichtung u. Strornentwickelung. 459 

den Fluß als wahren Ursprung des den See verlassenden auszurufen, können 
vom wissenschaftlichen Standpunkt nur dann Erfolg haben, wenn die Wasser- 
füllung des fraglichen Sees als eine Schöpfung des betreffenden Beckenrand- 
flusses nachgewiesen wiid. 

Von diesem Standpunkt ist die Quelle des X i 1 im Victoria Xjansa und nicht 
dort zu suchen, wo der letzterem aus Südwesten zuströmende Kagera entspringt 
(Tai 41a). — Ob der Saskatschewan als Oberlauf des Xelson angesehen werden 
darf, steht noch nicht fest; eher, daß Athabaska und Großer Sklavenfluß mit dem 
Mackenzie unter verschiedenen Namen einen Hauptfluß bilden. Denn von den großen 
zusammengesetzten Querseen, welche diese Wasserläufe verbinden, scheinen nur 
die westlichen Teilstücke als Flußseen seinem Laufe anzugehören. — Die Newa 
dagegen bildet zwar den Abflußstrom eines großen Seensystems, hat aber im 
Swir keinen Oberlauf, denn der Ladoga-See ist kern Flußsee. Weit eher kann der 
Göta Elf in Schweden als Fortsetzung des Klar Elf betrachtet werden, der den 
Wener See speist, allerdings ohne daß letzterer bei seiner Größe in der Abhängig- 
keit eines Flußsees vom Klar Elf steht (Tai. 31). 

§ 180. Flußrichtung und Stromentwicklung. Weitaus die meisten 
Stromsysteme besitzen eine bestimmte Normalrichtung, die gewöhnlich 
durch den Hauptfluß, in Ermangelung eines solchen durch die Hauptachse 
des Strombeckens vergegenwärtigt ist. Im Verhältnis zu den Haupt- 
abdachungen eines Kontinentes und der sie trennenden Wasserscheide unter- 
scheidet man leicht die Querströme von den Längsströmen 74 ). 

In Nordamerika herrschen die Längsströme vor. Mackenzie, S. Lorenzstrom, 
Mississippi, Rio Grande laufen den Haupterhebungen des Kontinents parallel. — 
In Europa, wo die diagonale Hauptwasserscheide eine ozeanische von einer medi- 
terranen Abdachung trennt, finden sich mit wenigen Ausnahmen Querflüsse. Nur 
die Donau hat wie der Po den Charakter des Längsstromes. — Auch in Afrika sind 
die meisten Flüsse Querströme. Den Nil fassen wir als Längsstrom auf, obwohl 
hier die Entscheidung nicht so einfach liegt wie bei den Längsflüssen in den asia- 
tischen Randsenken, dem Euphrat und dem Ganges. 

Die Flüsse mit mehrfach gebogenem Verlauf lassen sich leicht als aus 
Strecken je von Längs- und Querrichtung zusammengewachsen erkennen. 
Wir sehen ja in heutigen Flußlinien nur das Ergebnis ihrer wechselvollen 
< '(schichte. Es treten dabei alle möglichen Verbindungen auf. 

Eine einfache Umbiegung aus einem Längsfluß in einen Querfluß zeigen der 
Indus und die Wolga. Der Lauf des Brahmaputra ist aus einem Wechsel zweier 
Längs- und zweier Querstücke zusammengesetzt. Im Donaulauf werden zwei paral- 
lele Längsstrecken — die obere bis zum Knie oberhalb Pest, die untere etwa drei 
Grad südlicher (Save-Donau) — , durch den Querlauf inmitten der nach Süden ge- 
neigten ungarischen Ebene verbunden. 

2. Unter Stromentwickelung 75 ) eines Stromlaufes versteht man 
heute das Verhältnis der Lauflänge des Flusses zum Abstände zwischen Quelle 
und Mündung in der Luftlinie (Quellabstand). Der letztere ist leicht auf 

74 ) O. Peschel, Neue Probleme, 1876, Über den Bau der Ströme im mitt- 
leren Lauf, 146. — 75 ) Heinrich Berghaus, Elemente der Erdbeschreibung 1830, 
234, welche Schrift bekanntlich wesentlich Rittersche Ideen veröffentlichte. Vergl. 
auch Ritter, Allg. Erdk., 1862, 182. Übrigens gebrauchte Ritter und nach ihm 
Berghaus den Ausdruck Stromentwickelung im absoluten Sinne für die Lauflänge 
des Flusses. 



irwi Buch II. Physikalisch« Geographie. Kapitel II. Das Pestland. 

. messen (S. 248), sobald man sich ftber die Ursprungsstelle des 
fraglichen Flusses verständigt hat. Bei der Lauilänge ist man äch aber bis- 
ber nicht bewußt geworden, daß diese nach zwei ganz verschiedenen <!e 
sichtspunkten bestimml weiden kann. Vielleicht isl die Vermengung des 
iffes der rohen Flußlänge mit der wahren, die zu großen Widersprüchen 
geführl hat, Ursache, daß man in der Nen/.eit die Maßbestimmung der Strom 
entwickelung fast ganz verlassen hat. Ursprünglich hatte man behufs geo- 
graphische] Vergleichung verschiedener Ströme untereinander nur die Bie- 
gungen und Knickungen der v.nn Fluß durchzogenen Täler im Auge, um einen 
ziffernmäßigen Ausdruck für die mehr oder minder gebrochene Linie eines 
Flußlaufee u gewinnen. Diese rohe Flußlänge, die sich auch als omo- 
graphische bezeichnen läßt, kann also in genügender Annäherung aus Über- 
sichtskarten nicht zu kleinen Maßstabes entnommen weiden. Die wahre 
Länge des Talweges dagegen, welche allen Biegungen und Krümmungen 
des Stromstrichs folgt und dalier nur auf Karten größten Maßstabes mit 
einiger Sicherheil festgestellt werden kann, kommt allein für den Begriff 
der hydrographischen Stromentwickelung in Betracht, welche sieh 
zu Streckenvergleichen eines einzelnen Flusses oder gleichartig gebildeter 
Flußstrecken verschiedener Ströme eignet. Sie ist im Gehängetal oft gleich 
Eins, wenn da- Qebirgswasser gradlinig zum Talpunkt jagt, überschreitet 
dagegen im Schwemmland, wo der Fluß zu Serpentinen neigt, wohl die Ziffer 2, 
ja •">. «1. h. der Talweg übertrifft die Streckenlänge um das zwei- und drei- 
fache. 

Vom erstgenannten Standpunkte aus konnte Ritter 76 ) der Wolga ein Maxi- 
mum (orographisoher) Stromentwickelung zuschreiben! dem Dniestr, der kaum 
aus semer Normalrichtung ausweicht, ein Minimum; denn bei jener übertrifft die 
rohe Lauflänge den Quellabstand um das Doppelte (430:210 g. Meil. nach Ritter. 
458 : 218 g. Meil. nach v. Klöden), beim Dniestr nur um l / 8 (06 : 87 g. Meil. nach Ritter). 
[ndem man spater beim Dniestr statt der rohen Länge der Flußlinie die Länge des 
Talweges einsetzte, die 181 g. Meil. betragen sollte, schrieb man nunmehr gerade 
gengesetzt dem Dniestr die größere St roment wiekelung zu, ohne gewahr zu 
wilden, daß Ritter diese hydrographische Stromentwickelung gar nicht. im Auge 
hatte. 

Kin anderes Mißverständnis, häufig entspringend aus der einseitigen 
Benutzung von tabellarischen Zusammenstellungen ohne gleichzeitige Be- 
trachtung der Karte, betrifft die Gegenüberstellung von Flüssen mit Quell- 
f Hissen und solcher ohne diese. Setzen zwei oder — was kaum vorkommen 
wird - mehrere Quellflüsse einen Hauptfluß zusammen, so muß seiner Länge 
das Mittel ;ms der Lange seiner Quellflüsse zugesetzt werden, um vergleich- 
bar- Zahlen zu gewinnen. 

Ein Blick auf die Karte überzeugt (Taf. 11), daß man nicht Guadalquivir 
n ) und Dwina (~~>~> km ) als annähernd gleichlange Flüsse bezeichnen darf 77 ). 
Wenn hier keiner der beiden Quellströme unmittelbar als Oberlauf der Dwina an- 
gesehen werden kann, so bleibt nur übrig, das Mittel aus der Länge der Wytschegda 
(1027*™) und Suchona (öT.'i k 'n) mit rund 800 km der Dwina hinzuzufügen. Die 
Dwina i-t also mindestens 2%mal so lang als der Guadalquivir. 

Abgesehen von diesen grundsätzlichen Mißverständnissen liegt die 

Kenntnis der Flußlinie im Argen, so lange nicht A us messungen auf Kart e n 



78 ) Ritter a. a. O., 183. — 77 ) Supan, Phys. Erdkunde, 1896. 527; 1911. 
Ö39. Die eingesetzten Flußlängen nach Strelbitzky. 






§ 180. Flußrichtung u. Stromentwicklung. — § lsi. Die Flüsse als Wasserwege. 401 

gleichen -Maßstabes vorliegen. J)*t Einfluß des Letzteren ist ein gewal- 
tiger (S. 249). 

Di«' Ausmessung des Severn von der Quelle bis Shrewsbury 78 ) ergab 

Länge Differen« 

auf Karten im Maßstab von 1: 63360 131, 6 km 

.. .. „ „ „1: 633600 110, 2 km '*™=^/o 

.. .. „ 1:1584000 100,, k. %» - ; 3, 6 , 

„ „ 1:2660000 93,3 km «*»,3 Km - ^,1/0 

Da nun die außereuropäischen Flüsse meist nach Karten kleineren Maß- 
stabes gemessen sind, so sind die Angaben ihrer Lauflänge wahrscheinlich beträcht- 
licb zu kurz im Verhältnis zu den europäischen. 

Mit allem Vorbehalt können nach unseren jetzigen Kenntnissen als 
Längste zusammenhängende Wasseradern der Landoberfläche an- 
gesehen werden 79 ): 

Mississippi-Missouri . . . 6600 km Ob-Irtisch 5300 km 

Nil-Kagera 6500 km8 °) Jenissei-Selenga .... 5200 kra 

Amazonas-Ucayali . . . 5500 km | Jang-tse-kiang 5100 km 

Als längste Hauptflüsse haben dagegen zu gelten 



Nil (bis zur Seemitte). . 5750 km8 °) 
Jang-tse-kians ? 5100 km 



Mackenzie ? 4600 km 

Amur-Kerulen 4500 km 



Amazonas-Maranon . . . 4900 km Kongo 4000 km81 ) 

Es entsprang einer Überschätzung des Hauptflusses in einem Strom- 
system, wenn man die Größe des Stromgebietes als eine Funktion der (oro- 
graphischen) Stromentwicklung darstellte, während dafür ausschließlich 
die Entwicklung des ganzen Stromsystems mit allen wichtigeren Neben- 
flüssen, die freilich schwer meßbar ist, maßgebend ist. Drei gleichlange Flüsse 
werden ganz verschieden große Gebiete besitzen können, je nachdem sie ein- 
fache Abdachungs-, Saum- oder Muldenflüsse sind, und ein einziger Neben- 
fluß eines kurzen Sammelstromes kann das Stromgebiet des letzteren ver- 
doppeln (Irtisch im Verhältnis zum Ob). 

§ 181. Die Flüsse als Wasserwege. Die Tragkraft eines fließenden 
Wassers hängt in erster Linie von einer gewissen Wassermenge und dem- 
entsprechender Tiefe des Stromes ab. Die Talfahrt ist dabei von der Stärke 
der Strömung ziemlich unabhängig, während die Bergfahrt durch letztere 
in feste Grenzen eingeschränkt wird. Daher beginnt das Flößen flacher, den 
Stoß aushaltender Hölzer bei den meisten Flüssen schon hoch im Oberlauf, 
während das Gebirgsgefäll die Schiffahrt noch ausschließt. Somit scheiden wegen 
Wassermangel zahlreiche kleine Flüsse, wegen Steilheit des Gefälles alle Ge- 
birgsflüsse und zahlreiche Strecken größerer Ströme für die Frage der Schiff- 



78 ) Petermann im Journ. Pv. Geogr. Soc. 1848, 93; s. Wisotzki (Anm. 48), 
59. — 79 ) S. Näheres in Pet. Mitt. 1887, 25 u. 87; für die sibirischen Flüsse sind die 
Berechnungen Strelbitzkys von 1889 (s. Anm. 8) eingesetzt. — 80 ) Nach Lyons 
(s. Anm. 66), 1906, 5 : 6497 Vm . Er legte einer genauen Berechnung Karten von 
1 : 80000 bis 1 : 500000 zugrunde; da er für die Länge von den Riponfällen abwärts 
5589 km fand, wird ..man f ür diejenige von der Mitte des Viktoriasees 5750 km an- 
nehmen dürfen. Ähnliche Berechnungen auf Karten großen Maßstabes würden 
sicher auch den andern oben genannten Flüssen eine größere Lauflänge geben. — 
81 ) H. Marquardsen (Belgisch-Kongo, Berlin 1916, 21) gibt dem Strom auf. vier. 
Laufstücke verteilt 3985 km. 



162 Buch II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Pestland. 

barkeit aus. Hierbei ist anter letzterer nur an die Kahnfahrt gedacht, d. h. 
an die Fortbewegung Qachgehender Fahrzeuge; unsere modernen Verkehrs- 
mittel, die gleichzeitig beträchtliche Lasten fortbewegen wollen, erfordern 
tiefen- Wasser und erreichen daher die obere Grenze der älteren Flußschiff- 
falut nicht mehr"). 

Tin LängBprofi] der Flüsse wechseln Strecken steileren und schwächeren 
Gefälles ab, da die Erosionsarbeit, die «las Profil in eine Kurve mit stetig 
abnehmendem Gefäll, - die sog. Brosionsterminante verwandelt. 

noch bei keinem Flusse vollendet ist. Im allgemeinen aber ist das Steilgefäll 
den Talpartien im Bergland, das BanftgefäU dem Laufe im Flachland vor- 
behalten. Sprechen wir hin- nur von selbständigen Flüssen, die das Meer 

erreichen, SO sind als extreme Formen die echten Tieflands- und echten 

Gebirgsflüsse su bezeichnen. Fm Tiefland entspringend sind jene daher 
nur schiffbar, wenn sie in regenreichen Gebieten über ein größeres Flußgebiet 
verfüg 'i denn, daß die Flut das Meerwasser weil in die Trichter- 

mündungen hinauftreibt. Die Zugänglichkeit vom Meere aus hängt da- 
neben von der Natur der Flußmündung ab, <'in Punkt, der früher erörtert 
ist (§ i; 

Im normalen Flußlaufe schließt sich an einen auf das Quellgebiet be- 
schränkten ober- oder Berglauf der Unter- oder Flachlauf an 88 ). Beim 
Sammelfluß (S. 458) vollzieht sich ein öfterer Wechsel beider mittels niedriger 
Stufen (St ufenflüsse). Je mehr die Hindernisse der Stufenränder vom 
Fluß selbsl "der durch die Hand des Menschen beseitigt sind, um so mehr 
dringt eine ununterbrochene Schiffahrtslinie in das Stromgebiet ein und ver- 
zweigt sich nicht selten in eine Reihe von Nebenflüssen. Dagegen erleidet 
die Schiffbarkeit der Plateauströme durch die Bergstrecke, mit der ihr 
Plateaurand durchsetzt wird, eine völlige Unterbrechung. Im allgemeinen 
kurz im Unterlauf, dehnt sich die Schiffahrtsstraße hier und da auf dem Tafel- 
land selbst wieder im weitesten Maße aus. sobald die Flüsse reichliche Wasser- 
menge führen. 

Die Plateauströme des trockenen ELastiliens entbehren die Schiffbarkeit auf 
dem Hochland gänzlich. Im tropischen Afrika bildet der Kongo mit seinen Xeben- 
Büssen ein weites Netz schiffbarer Wasserwege, wogegen die .Mündung die Schiff- 
fahrt nur bis Borna (Taf. 41a) zuläßt. Da Elbe, Rhein, Donau ihre Durchbruchs- 
täler bis auf kleine Felsrippen, die die Schiffahrt beengten, aber jetzt beseitigt sind, 
tief eingeschnitten haben, lassen sie sich als zusammenhängende Wasserstraßen 
bis weit in die oberen Stufen benutzen, bei der Donau fast bis zum Quellgebiet. 
Noch fehlt es an Berechnungen des Verhältnisses, in dem die schiffbaren Flußstrecken 
eine- Stroui.-y-teins zu der Lauflänge <\<-r in Betracht kommenden Adern stellen. 

-. Bei dei Werra (Taf. l'I; beginnt die Dampfschiffahrt bei Münden, die Kahn- 
fahrt reicht bis Wanfried. die Flößerei beginnt bei Meiningen. — 8S ) Ad. Haase. 
Flu— und Flußläufe (I'et. Mitt. 1891, 4!) ff.). Die Ausdrucke: Flüsse mit Doppel- 
lauf und mit Wechsellauf für solche mit einfachem oder mehrfachem Wechsel von 
_ und Flachlauf eignen sieh nicht wohl zur Einführung, da in ihnen eine Be 
ziehung zum Vertikalprofil des Flußlaufes nicht enthalten i-t. 



§ 182. Die Küsten. 46.3 



VII. Küsten und Inseln. 

§ 182. Die Küsten 1 ). Treten wir nunmehr aus drin Innern des Fest- 
landes, das uns so lange beschäftigte, an die Ufer des Meeres heran, an jene 
Grenze zwischen Wasser und Land, deren Festlegung auf der Karte die erste 
und älteste Aufgabe der bildlichen Darstellung des Erdantlitzes gewesen ist. 
An den Küsten tritt die fortwährende Umbildung, denen dieses unterliegt, 
am augenfälligsten in die Erscheinung. Wir befinden uns dort tatsächlich 
auf einer bald sanfter, bald steiler gegen das Meer geneigten Böschung der 
Landoberfläche. Diese letztere ist es, die wir Küste nennen, ein schmaler 
Landstreifi'ii von wechselnder Breite längs des Meeresufers. Von diesem bildet 
der Strand (S. 351) oder die Berührungszone des bewegten Wasserspiegels 
mit dem Lande wiederum nur den unteren, unter dem Meeresspiegel sich fort- 
setzenden Saum. Die sogenannten Küstenlinien, welche unsere Karten 
verzeichnen, versinnlichen also eigentlich nur den horizontalen Verlauf der 
Strandlinie und erst mittelbar auch den des Küstenstreifens, dessen obere 
oder untere Grenze gegen das Binnenland zu sich nur in seltenen Fällen schärfer 
angeben läßt. 

Erst durch diese Auffassung der Küste als eines langgezogenen, 
an die Nähe des Meeres gebundenen Landstriches, wie sie die Länderkunde 
nie anders kannte, hat man auch im Gebiete der physikalischen Geographie 
den Formenreichtum verstehen gelernt, der uns an ihr entgegentritt. 

Es mag dies durch die Gegenüberstellung von k o n t i n e n t a 1 e n K ü s t e n 2 ) 
und marinen Küsten zum Ausdruck kommen. Festlandsränder werden 
zur Küste durch Eintauchen des Saumes in den Ozean, also durch Senkung 
bisher trocken liegenden Landes, so daß das Meer nunmehr in die Hohlformen 



x ) Küsten. Eme Übersicht über „Die Entwicklung des Küstenbegriffs'' 
gibt W. Großes Dissertation, Leipzig 1904. Das lange vernachlässigte Studium 
der Küsten hat im Kreise der Geographen durch F. Hahn (Bern, über einige Auf- 
gaben der Verkehrsgeogr., Zeitschr. f. wiss. Geogr. V, 1885, 114 ff.) und v. Rieht - 
hofen (Führer, 1886, 293 — 323) neue Anregung erhalten. Des letztern Gedanken 
sind von K. Weule (Beitr. z. Morph, der Flachküsten, Zeitschr. f. wiss. Geogr. VIII, 
1891, 211 — 258) nach der Seite der Vorbegriffe, von A. Philippson (Typen der 
Küstenformen. 1893, s. o. S. 351, Anm. 161) nach der konstruktiven Seite fort- 
geführt. Eingehend mit manchen neuen Gesichtspunkten ist Pencks Kapitel über 
die Küsten (Morph. II, 1894). Ein neues System der Küstenformen gibt S. Pas- 
sarge (Physiol. Morphologie, Hamburg 1912, 145 — 52 und Grundlagen III, 1919. 
420—40); eingehender behandelt G. Braun ein solches System 'nach Grundformen 
der Zerstörung, des Transports und des Aufbaues und Folgeformen der Flachlands- 
und gebuchteten Küsten in der Schrift: Entwicklungsgeschichtliche Studien an 
europäischen Flachlandsküsten und ihren Dünen, Berlin 1911. Vergl. ferner J. Solch. 
Formen d. Landoberfl. in Kendes Handbuch 1914, 220 — 25. Zahlreiche Beispiele 
von Küstenformen führt F. P. Gulliver in Shoreline Topograph v (Proc. Anier. 
Acad. of Arts a Sciences, Bd. 34, 1899, 151 — 258) an. Die ausführlichste Behandlung 
der Küsten in darstellender Form und unter ausdrücklicher Ablehnung einer Klassi- 
fikation findet sich in F. Ratzel, Die Erde und das Leben I, 1901, 369 — 458. H. Berg- 
haus (Phys. Atl., Taf. 19) hat 1886 den ersten schwierigen Versuch gemacht, die 
gesamten Küsten der Erde nach den v. Richthof enschen Typen zu verteilen. — 2 ) Die 
von Philippson vorgeschlagene Bezeichnung „Isohypsenküsten" für die durch 
küstenfremde Agentien gebüdeten Küsten ist m. E. keine treffende; denn sie ver- 
legt die Unterscheidung in die Wasserlinie, die aber auch bei der durch littorale 
Agentien gebildeten Küste eine Isohypse ist. Passarge nennt sie Landformen- 
küsten. 



Uli Buch II. Physikalisch« Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

eingreifen kann, oder durch positive Strandverschiebung (§ L8Ö, 8. 316). Kon- 
tinental nennen wir also die Küsten, welche die Formen des untertauchenden 
Bestlandrandes wiederspiegeln ; Teils rein und unmittelbar, wie sie aus der 
Hand dei aut dem Festland tatigen Kräfte hervorgingen, teils ausgeglichen 
und gleichsam verschleiert, Wenn die Meeresbrandung schon stärker am »Saum 
gl bat, oder wenn, was die äußeren CJmrißlinieti wirksamer umgestaltet, 
die Buchten mit Schwemmland ausgefülll und trocken gelegl sind. Solche 
ausgeglichenen Kontinentalküsten*) sind Zwischenformen, wie sie 
bei allen Gattungen der Geländeformen der Einordnung in ein System Schwie- 
rigkeil bereiten. Weniger die zerstörende als die aufbauende Arbeit des 

Mi ■ :. - (§ II I ) erzeugt die marinen K üst in, indem sie mit ihren Anschwem- 
mungen den Küstenverlauf des ehemaligen Kontinentalrandes mehr und 
mehr verdeckt. Negative Strandverschiebung befördert diese Vorgänge im 
allgemeinen, fügt der Küste Meeresboden an, schiebt Koraltenbauten auf 
die Küste; positive gibl die lockexen Schwemmprodukte wieder der Zerstörung 
preis. Flußsedimente greifen aus dem Innern des Festlandes auf die marinen 
nber. die Flußbarren geben neues Material für die Küstenversetzung (S. 351). 
So bildet sich besonders dort, wo die marine Küste vor der Festlandsniederung 
ansetzt, eine Zone von Schwemmland, in der sich schwer auseinanderhalten 
läßt, was kontinentalen, was marinen Ursprungs ist. Mit einem gewissen 
Recht kann man somit die nieist ans älterem und festerem C4estein zusammen- 
gesetzten und höheren Kontinentalküsten den weicheren, das Niveau 
der Niederung nicht übersteigenden Schwemmlandsküsten gegenüber- 
stellen, obwohl Meeresanschwemmungen sich auch an jenen entlang ziehen. 

Nicht völlig deckt sich diese Einteilung mit der älteren in Steil- und 
Flachküsten 4 ), die uns sozusagen von dem einseitigen Standpunkt der 
Xautik überkommen ist und jedenfalls zu wenig über den Gesamtbau der 
Küste aussagt. Beim Anblick einer Küste vom Meere aus oder von vorn er- 
scheint uns eine ansteigende Küste weit steiler, als sie ist. Für zahlreiche 
Küstenstrecken, die nicht der Niederung angehören, ist der Ausdruck Steil- 
küste irreführend. Jedoch behalten diese Unterscheidungen nach dem 
Vertikalprofil einer Küste als solche zweiter Ordnung auch ihre Bedeutung, 
aber man spricht besser von vornherein von vier verschiedenartigen 
Vorkom in n isse □ : 

Bei der Flachküste neigt sich die Küstenniederung unmerklich unter 
den Wasserspiegel (hieran ändert sich nichts, wenn sich gegebenenfalls 
zwischen Strand und Niederung ein Dünenwall dem flach abfallenden Boden 
auflagert). Bei der ansteigenden Küste (Steigküste) hebt sich das Land 
unter deutlichem Winkel von der Strandebene ab. Eine wirklich steile Ufer- 
böschung richtet sich dagegen bei der Kliffküste 5 ), dem Werk der Bran- 
dungswelle, über der flach abfallenden Strandterrasse auf, die oft nur zur 
Ebbezeil sichtbar wird. Senkt sich dagegen eine Felsküste unvermittelt ins 
tiefere Meer an vielen Fjordküsten (8. 470) begegnen wir diesem Fall — , 
so haben wir eine strandlose Steilküste vor uns. Die beiden letzteren 
Fälle sind aber im ganzen seltene Erscheinungen. 

D Kästenkarten. l)U- Küstenerscheinungen spielen sich in einer nied- 
rigen und BO schmalen Zone der Erdoberfläche ab, daß sie auf Übersichtskarten nur 

3 ) „Ausgleichsküsten" bilden h<i v. Richthofen (Führer) einen eigenen, 
aber vorläufig nur zusammenfassenden Küstentypos. — ') VergL v. Boguslawski, 
aogfaphie i. 1884, 44 ff. — •'•) Penck II, 664. 



§ 182. Die' Küsten. — § 1§3. Die Kontinentalgestade. 465 

sehr unvollkommen zur Darstellung gebracht werden können. Der Anfänger ist be- 
sonders geneigt, die grünen Tieflandsstreifen auf unsern sog. physikalischen Karten 
schlechthin für Flachküsten anzusehen; davor muß gewarnt werden. Innerhalb 
jener Höhenstufe von 200 m , welche in üblicher Weise für das Tiefland angenommen 
wird, kann neben der Schwemmlandsküste die ansteigende oder die Kliffküste ent- 
wickelt sein. Umgekehrt darf aus dem Fehlen solcher Tieflandsstreifen längs einzelner 
Gebirgsküsten nicht ohne weiteres auf Steilküsten geschlossen werden. Flachküsten 
von 40 im Breite könnten auf Erdteilkarten in 1 : 40000000 (s. Atlas) erst 1mm breit 
gezeichnet werden. Sorgfältig bearbeitete Spezialblätter der Atlanten geben schon 
wichtige Küstentypen deutlich an, aber doch meist nur in schematischer Form. 
Als Quellenmaterial für das Studium der Küstenformen würden uns die topo- 
graphischen Karten noch größere Dienste leisten, wenn sie, wie es immer doch nur 
ausnahmsweise geschieht, bei Küstenblättern die Darstellung des Meeresbodens 
nach den Seekarten mit eintragen würden. Umgekehrt beschränken sich die uner- 
läßlichen See- oder Küstenkarten (Admiralitätskarten, s. o. S. 9) noch vielfach 
auf Wiedergabe der von der See aus sichtbaren Teile einer Küste. Von trefflichen 
Ausnahmen abgesehen, fehlt es daher für Spezialstudien noch an wahren Küsten- 
karten, die den Küstenbereich beiderseits von der Strandlinie ausreichend weit 
darstellen. 

§ 183. Die Kontinentalgestade. Ein Blick auf eine orographische 
Übersichtskarte der Erde (Tai. 6) sagt uns, daß wohl 2 / 3 der Küstensäume 
der Erde von Gebirgen und höherem Land, etwa x / 3 von Tiefland begleitet 
werden. Unter den Hochküsten 6 ), wie wir die ersten kurz bezeichnen, 
springt die Bedeutung des Faltengebirges für die Umsäumung des ge- 
samten Pazifischen Ozeans deutlich in die Augen. Geschlossen und auf un- 
geheure Strecken wie vor allem in Südamerika keinem größeren Fluß Durch- 
gang gewährend, setzt sich der Gürtel, die Außenseite der Gcbirgsbogen dem 
Meere zukehrend, in den Inselkränzen des asiatisch-australischen Außen- 
randes bis nach Neuseeland fort. Die Küsten folgen bis auf kleine Unter- 
brechungen den Flanken dieses Gebirgsgürtels, es sind ausgesprochene 
Längsküsten 7 ). 

Die gleiche Form der Längsküste zeigt sich streckenweise auch an der Binnen- 
seite der asiatischen Randmeere, am geschlossensten längs der Westküste des Ja- 
panischen Meeres. Sodann dort, wo die Flanken des den Eurasischen Gebirgsgürtel 
zusammensetzenden Faltenzuges das Meer erreichen wie bei den Sundainseln und 
Barma, im Süden Irans, an der Nordküste Kleinasiens, längs des Adriatischen und 
des zwischen Sierra Nevada und Atlas eingeschlossenen Iberischen Meeres, am Golf 
von Genua und der Nordküste Siziliens. Aber die Längsküste beschränkt sich nicht 
auf die jüngeren Faltengebirge. Den Saum des nordatlantischen Ozeans begleiten 
Rumpfgebirge und Rumpfschollen, an denen sich die Streichungsrichtung 
der Falten noch deutlich erkennen läßt. So sind die Nordwestküste Norwegens 
(nördlich von Kap Stat, 62° N. ) und diejenige Schottlands, ferner jenseits des Ozeans 
die Ostseite Neuschottlands Längsküsten, da die Streichungsrichtung der Gebirge 
mit dem Küstenverlauf im großen und ganzen übereinstimmt. Wie es scheint, kann 
auch die Ostküste Brasiliens als Längsküste gelten, da gefaltete archäische Schichten 
(wie der Flußverlauf des Rio San Francisco andeutet) nordostwärts streichen 8 ). 

Wo dagegen Faltenzüge gegen das Meer zu ausstrahlen, tritt die Quer- 
küste auf. Wenn nicht ungünstige Umstände hinzutreten, schließt sie das 



6 ) v. Richthofen, Führer, 295. — 7 ) Supan (Phys. Erdk. 1896, 575; 
1916. 803) will die Längsküsten als „konkordante", die Querküsten al.s „dis- 
kordante" bezeichnet wissen. — 8 ) Sueß, Antlitz d. Erde II, 162. 

H. Wagner, Lehrbuch der,Geographie. 30 



AM Buch II. Physikahsohe Geographie. — Kapitel M. Das Festland. 

Land auf, denn zwischen den parallelen Erhebungen führen Talmulden ins 
Land. 

D Bödohinesisohe Küste mit ihren sohrftg von der Küste abgesohnittenen 
Zögen, die Westküste Kleinasiens oder die Ostseite der Balkanhalbinsel, die irisohe 
und britische Südwestküste mit ihren vorspringenden Halbinseln sind Beispiele 
solcher Querküsten. 

Wo sonst noch Hochland ßich in Stufen zum Meere herabsenkt, wie 
voi allem in Afrika. Arabien und Dekan, haben wir es meist mit Schollen- 
ten eu tun 9 ); es Bind die Striche, wo Tafelländer in Staffelbrüchen herab- 
sinken. Daher auch hier das Kennzeichen nicht leichter Zugänglichkeit, die 
Flüsse sind nur wenig aufwärts schiffbar. Auch sind diese Küsten im all- 
gemeinen nicht durch weite Krosionsfiirchcn gegliedert. Schollenküsten finden 
sich auch dort, wo niedrigere Platten an das Meer grenzen, seien es Tafel- 
länder wie in Patagonien oder Rumpfschollen wie in den arktischen Gebieten 
an der Küste der Hudson-Bai. Inwiefern hier eine Eünsenkung des Meeres- 
bodens die Küstenstufe hervorgerufen, «»der man es mit Kliffküsten zu tun 
hat. ist nur an wenigen Küsten festgestellt. 

Oberblicken wir noch einmal die großen Gestadegürtel der Erde, 
so läßt sieh die Form der geschlossenen Längsküste, herrührend von den großen, 
den Stillen Ozean umrahmenden Faltenzügen, wohl als Pazifischer Ge- 
Btadetypus 10 ) bezeichnen. Den Atlantischen Ozean dagegen begleiten. 
durch Flachlandsstreifen unterbrochen, bald Schollenküsten, bald Rumpf- 
gebirge, und von Faltenzügen keinen ihm wenige ihre Flanken zu. Wohl 
aber lauft der Eurasische Faltengebirgszug nur mit seinem Ende gegen ihn 
aus. An Querküsten ist die "Westseite Europas reich. Diese bunte Mannig- 
faltigkeit der Gestadeformen hat man den Atlantischen Gestadetypus 
genannt 10 ). Er hat zur Folge, daß das atlantische Abdachungsgebiet den 
weitaus größten Teil der Landoberfläche ausmacht (§ 127). 

§ 184. Die Küstenuliederung. Leicht ergehen sich beim Verfolg 
der Küstenlinien an Festlanden und Inseln die Hauptgegensätze der einförmig 
glatten und der reich gegliederten Küsten. Die glatten scheinen zu 
überwiegen. Das ist freilich, nur eine neue Täuschung der generalisierenden 
Übersichtskarte; dieselbe kann dem unruhigen Verlauf der feingegliederten 
Küste nicht folgen. 

Die ungegliederten Kontinentalküsten sind zugleich schmal. 
Hin kurzer Aufstieg vom Strand führt uns bald aus dem Bereich der Küste. 
Die Küstengliederung wird durch Hohlformen, in die das Meer einzu- 
dringen vermag, und trennende Vollformen, durch Buchten und Küsten- 
vorsprünge bewirkt. Dazu treten als wichtiges Element der Gliederung 
die Küsteninseln. Aber gekennzeichnet werden die Küsten wesentlich 
nur nach den Buchten, denn diese sind es, die den Einfluß des Meeres bis ins 
Innere der Küstenlandschaft hineintragen. Gegliederte Küsten sind buchten- 
reich. Je tiefer die Buchten in die Küste eindringen, um so mehr gelangt 
der Gegensatz einer Außen- und Innenküste zur Geltung. Gegliederte 

9 ) Schollenküstea und Schwemmlandküsten werden, weil ohne Beziehung 
zum Schiohtenbau, von v. Riehthofen als „neutral" bezeichnet. — 10 ) Sueß, 
Antlitz II, 256 ff. 



§ 184. Die Küstengliederung. — § 185. Paralometrische Werte. 467 

Küsten besitzen daher doppelte Küstensäume. Das tritt klar bei den 
offen gegliederten Kontinentalküsten zutage, wo die durch Bucht- 
mündungen durchbrochene Außenküste über frei ins Meer ratend«- Kaps und 
Küsteninseln hinwegzieht. Aber auch die scheinbar glatte Schwemmland- 
küste ist in Wahrheit fast immer eine Doppelküste, insofern sich bei ihr 
hinter dem geschlossenen und einförmigen Saum meist eine reichere innere 
Gliederung zeigt. Der Normalverlauf der Küstenlinie entspricht der Außen- 
küste. 

Die Unterscheidung selbst zwischen Küstengliederung und kon- 
tinentaler Gliederung ist im Einzelfall schwierig. Auch die letztere wird 
durch Meerbusen, Halbinseln und Inseln bedingt (§ 124). Dieselben Formen 
kehren bei der Küstengliederung im kleinen wieder. Aber wann schrumpft 
ein Meerbusen zur Küstenbucht, eine Halbinsel zum Küsten vorsprung oder 
zur Landzunge zusammen ? Es läßt sich die Scheidung nicht nach absolutem 
Maß vornehmen. Es spielen hierbei nicht nur Größenverhältnisse, sondern 
auch die der Lage, die Art der Anheftung der Kontinental- und Küstenglieder, 
die Anordnung der Küsteninseln eine Rolle. Es gehört wissenschaftlicher 
Takt zur Entscheidung solcher Fragen der Zuweisung der Einzelformen zur 
einen oder anderen Gattung ; sie lassen sich auf rein mechanische m Wege 
nicht lösen. 

Von diesem Standpunkte kann man die großen Buchten und Halbinseln 
des Peloponnes oder von Celebes, den Golf von Tarent usw. nicht als Elemente der 
Küstengliederung ansehen, da mit deren Lostrennung unkenntliche Rumpfstücke, 
nicht die ihrer Rand Verzierung beraubten Halbinseln oder Inseln übrig bleiben 
würden 11 ). 

Der kontinentalen Gliederung gehören femer die arktischen Sund- 
regionen an. Im Norden Amerikas sehen wir flachgelagerte paläozoische Platten 
aufgelöst zu einem ungeordneten Haufen von Halbinseln und Inseln. Sie sind durch 
lange Buchten und Meeresstraßen, die sich hier und da zu größeren Becken erweitern, 
geschieden, als bis 200 m tiefe Sunde. Möglicherweise entstanden die Vertiefungen, 
die jetzt das Meer einnimmt, durch Ausräumung verwitterten Gesteins; die Eis- 
schiebung hat sie erweitern helfen. Wie es scheint, haben wir im übrigen ein vom 
Meer überflutetes Denudationsplateau vor uns wie das ähnliche im Süden angrenzende, 
auf dem sich die Hudson-Bai mit ihren Zugängen ausbreitet (S. 365). Auf europäisch- 
asiatischer Seite kehrt zwischen Lappland und der Chatanga-Bucht im Osten der 
Taimyr-Halbinsel (Taf. 33) eine ähnliche Region wieder, nur daß die schlauchärtigen 
breit am Kontinent abschneidenden Buchten sich nicht (oder nicht mehr) in gleichem 
Maße zu einem Straßenmeer verbinden. 

Auch die sog. Golfküsten sind wohl besser der kontinentalen Gliederung 
zuzurechnen. Wir fassen darunter für jetzt noch die kontinentalen Säume zusammen, 
die mit großen offenen, flachen bis halbkreisförmigen Golfen besetzt sind, wie die 
Ostseiten Patagoniens 12 ), Arabiens, Kamtschatkas. Ob man es hier mit kesselartigen 
Abbruchen zu tun hat, oder wie sie sortst zu erklären sind, muß freilich die Unter- 
suchung noch feststellen. 

§ 185. Paralometrische' Werte 13 ). Seit C. Ritter versucht hat 14 ), aus 
dem längeren oder kürzeren Küstenverlauf eines Kontinentes ein Maß zu 
entnehmen für die größere oder geringere Zugänglichkeit von außen, hat man 



n ) Hiernach gibt es also nicht wohl gelappte Küsten (Penck II, 582) als 
vielmehr gelappte Halbinseln und Inseln. — 12 ) Daher „Patagonischer Küsten- 
typus" nach v. Richthofen. — 13 ) Der Ausdruck Paralometrie für die Aus- 
messung der Küstenlinien usw. (?) nvfjaXia, die Küste) ist der in der Geologie 

30* 



Buoh II. Physikalische (Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

vielfach zweckmäßigere mathematische Ausdrücke aufzustellen gesucht, 
aber schon die dn verschiede] Efe, die hier in Frage kommen, 

■ halten, die Küstenlinie, die Strandlinie und die 
iffahrtBküste. 

1. Kontinentale Gliederung und Küstenentwicklung. Für 
eine der verschiedenartigen Maßbestimmungen der horizontalen Gliederung 
der Kontinente oder kleinerer Landkörper (Halbinseln. Inseln) gingen wir 
früh> - 9 ■- 1) von dn- rohen Küstenlänge [L) ans und setzten sie zum kleinst- 

dichen Umfang der Flächenfigur ( U) in Beziehung, dieses Verhältnis die 

Qtwicklung nennend. Für diesen Zweck kann mir der Verlauf 

glatten Umrisses oder besser der Außenküste in Betracht kommen. 

rsprung zu Küstenvorsprung schreitend, nach jeder im Küsten- 

• nden Insel, wenn erforderlich, überspringend, zieht sie sich an allen 

kontinentalen Meerbusen und Halbinseln entlang. So erreicht sie z. B. bei 

lamerika 7r>(\X) km . Daraus ward die Küstenentwicklung als Maß der 

(horizontalen) Kontinentalgliederung Nordamerikas zu 4, 9 berechnet (S. 282). 

2. Küstengliederung und StrandentwicTdung. Nun erst 
n wir an die Einzelgliederung der Küste heran und finden für sie 

ein Maß in der Entwicklung der vereinigten inneren und äußeren Küste oder 
besser, da bei der einfachen Käst «• beide zusammenfallen, in der Entwick- 
lung der Strandlinie {S) im Verhältnis zur (äußeren) Küstenlinie (L) 1% ). 
II • -.bei kann man aber nicht wohl quer vor der Mündung der Flüsse stellen 
bleiben. Vielmehr wird man an allen Küsten mit Gezeitenwechsel die Fluß- 
mündung so weit in die Strandlinie einzuziehen baben, als dieser Flutwechsel 
reicht. Die Ausmessung ihrer Länge muß dem Stande des Wassers zur Zeit 
des Hochwassers entsprechen. Hiernach ist von selbst klar, daß es keinen 
Sinn hat, die horizontale Gliederung eines Landes nach der Strandlinienlänge 
bemessen zu wollen; nur die Küstengliederung kann nach ihr bestimmt werden. 

Nur von wenigen Küstenstrecken liegen brauchbare Ausmessungen des 
Strandlinienverlaufs vor. Will man diejenigen der Nordamerikaner, welche ihre 
„tidal shore line" bis zum Ende der ozeanischen Schiffahrt rechnen, dafür gelten 
lassen, so wird die dortige Küstenghcderung durch folgende Werte der Strand- 
entwicklung bestimmt 16 ): 

KCist<>nlinie (L) Strandlinie (S) StrandentwicVlung 

Pazifische Küste . . 2895 km 14240 k™ L:S = 1:5 

Golfküste 2965 km (?) 30630km „ i . io 

Atlantische Küste . 3270 km 58430 km „ 1 : 18 



bereits gebrauchten Unterscheidung zwischen Küsten-, Binnensee- und Tiefsee- 
Bildungen (paralische, limnische, abyssische) nachgebildet. Die meisten neueren 
Arbeiten, die sich theoretisch mit „Küstenentwicklung" beschäftigen, kennen 
nur eine „Küstenlinie" und gipfeln in einer zweckmäßigen Formel für an- 
schaulichen Ausdruck der horizontalen Kontinentalglicderung (§ 125). Den 
großen Differenzen in den 1 o, welche verschiedene Berechner für die 

gleichen I cken gefunden haben, stehen sie bei praktischen Anwendungen 

gegenüber (s. Weidenmüller, Die Schwemmlandküsten der Ver. 
•n und ihre Längen- und Form Verhältnisse. Diss., Leipzig 1894, 11). Die 
beiden bereits seit langem General coast Une (Küstenlinie) von der 
i $hore lin '<;. u iten-Uferlinie). — 14 ) C. Ritter, Gesammelte Abhandl., 1852, 
103 ff. ; die betreffenden Abhandlungen stammen aus den Jahren 1826 und 1828. 

— 1S ) Ratzel oennl das, was oben wohl unzweideutig als Strandlinie bezeichnet 

„wirkliehe Küstenlinie", die äußere Küstenlinie dagegen „den glatten Umriß". 

— ie )Fr. Ratzel, Die Verein. Staaten von Nordamerika, München 1895, 65. Ziffern 
nach Mendenhall (U. S. Coast Survey. Report s. 1890, 732). 



§ 185. Paralometrische Werte. 469 

In Gegenden mit starker Küstengliederung wie längs der Fjordküsten steigt 
das Verhältnis der Strandentwicklung noch weit mehr. Eine Messung an Nor- 
wegens Küste 17 ) zwischen 60° 50' — 62°5'N ergab mit Einschluß der Strandlinie 
der kleinen vorgelagerten Inseln L : S = 1 : 40 (Küstenlinie 134 *"', .Strandlinie 
5421 •»■, wovon allein 3225 auf den insularen Teil entfallen). Geringer ist die Strand- 
entwicklung bei den Riasküsten (s. u.). In der Bretagne schwankt sie zwischen 
5 und 12, weil es sich nicht überall um Riasküsten handelt 18 ); in ähnlichen Ab- 
stufungen bewegen sich die Zahlen bei den unten beschriebenen Kanalküsten (8), 
dem Griechischen Typus (6), der Limanküste (4) 19 ). 

3. Die Schiffahrtsküste 20 ). Die Verkehrsgeographie muß von 
anderen Gesichtspunkten ausgehen als die Morphologie, und gerade dies 
wird so oft vermengt. Die Küste als Feld eines eigenartigen Verkehrs des 
Menschen zu Schiff dient ihm durchaus nicht mit jedem Punkt des Strandes. 
An felsiger Steilküste sind oft nur wenige Anlegepunkte, und eine stark zer- 
franste Schwemmlandküste bietet häufig nur in künstlich ausgebaggerten 
Fahrstraßen die Möglichkeit der Bewegung. So werden manche Limane 
und Haffe nur eine einzige Querlinie als Wasserweg besitzen, tiefere sind 
vielleicht ringsum schiffbar. Eine allgemeine Regel gibt es so wenig wie bei 
Flüssen, wo der einzelne auf seine Schiffbarkeit untersucht werden muß. 
Dennoch wird es einem kundigen Auge möglich sein, auf Küstenkarten den 
Verlauf eines solchen zusammenhängenden Küstenwasserweges zu ver- 
folgen. Auch dieser darf aber bei der Flußmündung nicht Halt machen, so- 
wenig wie bei dem Ausgang eines Fjordes. Jeder der ozeanischen Schiffahrt 
zugängliche Fluß muß bis an die obere Grenze derselben mit in das Netz der 
fraglichen Schiffahrtsküste einbezogen werden. Die Schiffbarkeit der Flüsse 
wie der Küstengewässer hängt viel vom Eingreifen des Menschen ab. Daher 
können Kanäle, die ein unteres und oberes Wassernetz verbinden, nicht 
ohne weiteres aus dieser Berechnung ausgeschlossen werden. Seeschiffe ge- 
langen bis nach Chicago trotz des Niagara-Falles und anderer Stromschnellen 
im St. Lorenz mittels Kanäle, die letztere umgehen. Das untere Wasserweg- 
netz greift also bis auf die oberen Kanadischen Seen über. Von diesem Stand- 
punkt sind Flüsse, die der Seeschiffahrt zugänglich sind, eine wirkliche Er- 
weiterung der Schiffahrtsküste wie so manche Küstenbuchten. Da es sich 
um ein Wegenetz handelt, so wird man behufs des Vergleiches die gefundene 
Länge der Wasserstraßen am besten zur Größe des zugehörigen Gebietes in 
Beziehung setzen, wie dies in der Verkehrsstatistik mit Straßen, Eisenbahnen, 
Telegraphenlinien geschieht. Freilich pflegen sich letztere über das ganze 
Staatsgebiet ziemlich gleichmäßig zu verteilen. Das Wasserwegenetz gehört 
im engeren Sinn je einer sich aus Stromgebieten zusammensetzenden Ab- 
dachung an. Zahlenangaben, die das untere Wasserwegenetz in dieser Weise 
mit bestimmten Abdachungen in Beziehung setzen lassen, liegen zurzeit noch 
kaum vor. 



17 ) Fr. Schwind, Die Riasküsten in ihrem Verhältnis zu den Fjordküsten. 
Inaug.-Diss. Leipzig-Prag 1901. — 18 ) E. de Martonne, Le developpement des 
cotes-bretonnes (Bull. Soc. scient. et medic. de i'Ouest. Rennes, XII, 1903, Nro. 1). 
— 19 ) O. Hentschel, Die Hauptküsten typen des Mittelmeeres u. bes. Berück- 
sichtigung ihrer horizont. Gliederung. Diss. Leipzig 1903. — 20 ) Vergl. hierzu 
Ratzeis anregendes Kapitel über die Küsten in Anthropogeographie I, 1882, bes. 
S. 236, 241 ; „innerhalb der Kulturgeographie müsse der Begriff Küstenentwicklung 
durch den der Stromentwickelung eine Ergänzung finden". 



jTO Buch IT. Physikalische Geographie. — Kapitel IX Das Festland. 

5 L86. Kontinentalküsten« \\. eichnen wir den deutlich ausgeprägten 

schnitt dr\ Küstenlinie mit dem Namen Buchi . so kann die üinrißgestalt, 
wie sie uns die Karte in Eiorütontalprojektion darstellt, auf die vier Grund 
formen der Talbucht, Trichterbucht, Kundbucht und Flachbuohl 

ii kgeführl werden. Mit diesen Bezeichnungen wird jeder sofort eine be- 
stimmte Vorstellung de] Gestall verbinden* 1 ). Die Talbuchl soll uns aber 
zugleich alle die gegen die Küste zu geöffneten Bohlformen vergegenwärtigen, 
welche auf dem festen Lande als Täler gebildet, nunmehr von dem vordringen 
ilon Meere teilweise unter Wasser gesetzl sind. Eine Reihe typischer Gebilde 
hat man bereits nach Gestalt, Entstehungsweise und Vorkommen klarzulegen 
vermocht. 

1. l>ie Fjorde 22 ). Unser den Talbuchten halten die Fjorde, von 
den norwegischen Vorkommnissen benannt, die Forscher am meisten be- 
schäftigt, seit man erkannte, daß niedere Breiten solcher gesellig auftreten 
den. langen und schmalen, mit parallelen steilen Wänden in die Küsten ein- 
sehneidenden Buchten entbehren, ohne auf gebirgige Küsten beschränkt 
zu Bein — denn man findet sie auch an der niedrigen Küste von Maine (Ver- 
einigte Staaten, 44 °— 15 ° Br.) — , treten die Fjorde in ihrer großartigen Form 
doch nur an Eochgebirgsküsten wie in Grönland, an der Westküste Norwegens 
(Taf. 31), Britisch-Columbiens, Patagoniens, an der Südwestküste Neusee- 
lands (44o_4 6 o g. Br.) usw. auf. 

Bald geradlinig mit wenigen Seitenästen in die Gebirgsabdachung einschnei- 
dend wie der Nordfjord (62°, Taf. !!1) erweitern sieh einige nach kurzem Quertal 
'!i£ in breiteren Längstälern (Drontheim-Fjord, 64° X. B.), bis 150 km und mehr 
an I. lohend (Sogne-Fjord, 61° N. Br. 230 km lang). Als strandlose Steil- 

küsten (S. 464) tauchen die Talwände in gleicher Böschung unter das Wasser, am 
öfer ist selten Platz zu einer Straße. Der Boden aber ist wie bei allen Stufentälern 
im Querschnitt eben. Es sind nicht V-förmige Furchentäler, ' sondern U-förmige 
Taltröge. Der Boden senkt sich talwärts oft zu großer Tiefe — im Sogne-Fjord maß 
man Tiefen bis 1250"> — , aber nicht gleichmäßig, vielmehr wechseln beckenarti^e 
Vertiefungen mit etwas höheren Schwellen. Eide in Norwegen genannt, und be- 
sonders der Ausgang der Fjorde, die durchweg beträchtliche Tiefen zeigen, ist am 
Boden durch solche geschlossen. Li letzterem Punkte hat man bisher das Haupt- 
erkennungszeichen des echten Fjords erblickt und diese Erscheinung mit der Aus- 
bung der Hohlform durch das Gletschereis in Zusammenhang gebracht. In 
der Tat tritt diese Fjordform gesellig nur in Gegenden der Erde auf, die 
ehemals ausgedehnte Vergletscherungen erlebt haben. Auf der nörd- 
lichen Halbkugel überschreiten die Fjorde den 44° N. südwärts nicht 23 ), falls man die 



21 ) Penck (II, 550) möchte Bai für den Küstenausschnitt in Kreisabschnitt 
form. Bucht für schlauchartige, ftolf für größere und breitere angewendet sehen. 
■ ntsprichl das leider nicht dem kartographischen Sprachgebrauch (s. Baffin- 
B . Danziger Bucht usw.). — ■*) Nachdem Dana 1849 den Fjord als eigenartige 
K istenform aufgestellt und 0. Peschel 1866 die beschränkte geogr. Verbreitung 
auf höher« Breiten trefflich dargelegt (Neue Probleme, 1876, 20), hat F. Hahn 
(In--l-tudien, 1883.. 142) trotzdem von neuem alle talähnlichen bis trichterförmigen 
Buchten den Fjorden zugerechnet. Das wichtigste Material faßt P. Dinse (Die 
Fjordbildungen, Zeitschr. f. Erdk., Berlin 1894) kritisch zusammen behufs scharfer 
Lokalisierung der Fjorde auf ehemals vergletscherte Gebiete. S. auch O. Nord'-n- 
-kiöld, Topograph. -geolog. Studien in Fjordgebieten (Bull, of the Geol. Inst, of 
;., Nr. 6, Vol. IV, Part. II, 1899, 157—226). — 23 ) Der Widerspruch mit Penck 
(II. 565), der 4!t° X. Br. als Grenze angibt, Ist auf dessen Nichtberücksichtigung 
der Küstenbuchten von Neuschottland, von Maine usw. unter den Fjorden zurück- 
zuführen; entere wr< rden von ihm aber auch unter anderen gebuchteten Küsten 






§ 186. Kontinentalküsten. 471 

Vorkommnisse stärker zerrissener und kleinerer Buchten in Neufundland und Maine, 
sowie am Obern See 24 ) noch zu den Fjorden rechnet; auf der südlichen bildet der 
41" 8. die ä.qnatorialgrenze des Vorkommens (West-Patagonien). — Die Stufen 
des Fjordbodens setzen sich in den Fjordtälern oberhalb fort, und dortsind oft 
die Stufen noch mit Talseen bedeckt Dann aber pflegt das Tal plötzlich mit einem 
hohen Talschluß zu endigen, nach dessen Erklimmung man sich auf einem weiten 
Plateau befindet. Es ist klar, daß die heutigen Flüsse diese mächtigen Taltröge nicht 
ausgewaschen haben können und insofern erklärt das Vorkommen der Hauptfjord- 
küsten an den westlichen Regenseiten der fraglichen Landschaften die Bildung nicht. 
Es gehörten dazu größere Wassermassen, wie sie allein die Gletscherströme zu liefern 
vermögen. Wenn im Gegensatz zu dieser tiefen Talausnagung in den höheren Re- 

L'it n fast nichts von tiefer eingeschnittenen Talrinnen beobachtet wird, so erklärt 

man sich dies wohl mit Recht 25 ) dadurch, daß die Bildung der Fjordtäler in der 
zwischen den großen Eiszeiten liegenden Periode erfolgt sei, wo die Firnmassen (ähn- 
lieh wie heute, nur in größerer Ausdehnung) nur die hohen Regionen bedeckten und 
diese also vor der Erosion bewahrten. Als dann die Eiszungen wieder wuchsen, waren 
diese es, welche die Täler erweiterten, übertieften (S. 419) und vor Zuschüttung 
schützten. Aber es ist bemerkenswert, daß überhaupt die Gewässer der Fjordküsten 
sedimentarm sind. Die Umwandlung der Täler in Fjorde erfolgte dann durch eine 
positive Strandverschiebüng, wie sie auch die arktischen Sunde unter Wasser setzte 
(s. o.). Die Strandterrassen innerhalb der Fjorde können nur auf die Reibung schwim- 
mender Eisschollen zurückgeführt werden. Die größeren Fjorde Norwegens scheinen 
in der Richtung des Schichtenstreichens zu liegen, da dieses sich südlich vom Kap 
Stat westwärts wendet. Der Firth of Lome in Schottland verdankt dagegen seine 
Entstehung einem mächtigen Längsbruch (S. 424). Die selten fehlenden Inseln der 
Fjordküsten sind Bruchstücke der zwischen den Fjorden sich erstreckenden Halb- 
inseln. Sie sind vom Körper getrennt durch schmale Straßen mit ruhigem Fahr- 
wasser, die über die niedrigen Quersättel der untergetauchten Halbinseln hinziehen. 

2. Abarten der Fjorde 26 ) bilden an niedrigen Abrasionsplatten 
wie an der schwedischen und finnischen Küste die fein zerschlitzten, zuweilen 
sich erweiternden Fjärde mit dem Gewirr kleiner nackter, durch die Eis- 
zeit abgeschliffener, nicht parallel gestellter (Taf. 31) Felseninselchen, der 
Schären 27 ). — Die holsteinische Küste ist dagegen durch schmale Talbuchten 
von einfacherem Verlauf, die Föhrden, ausgezeichnet, die durch ihre beträcht- 
liche Tiefe treffliche Häfen bilden. Da letztere bereits an der Wurzel beginnt, 
so spricht dieser Umstand dafür, daß auch diese erst durch Gletscherströme 
erweitert sind 28 ). 

3. Felsige Querküsten zeigen daneben trichterförmige Buchten, 
deren Boden sanft unter den Meeresspiegel abfällt. Sie sind in typischer Form 
an der granitischen Küste Galiciens (Taf. 28) ausgebildet, woher man den 
Namen der Rias auf die gleiche Form an anderen Küsten übertragen hat 29 ). 

nicht erwähnt. Vergl. noch Remmers, Die Fjorde a. d. Küste von Maine. Diss. 
Leipzig 1891. — 24 ) Ratzel, Pet. Mitt. 1880, 387 ff. — 25 ) E. Richter. Geomorph. 
Beob. in Norwegen (Sitz.-Ber. d. k. Akad. d. Wiss., Wien, Math.-nat. Cl., Bd. CV, 
1896, 176 — 189). H. Reusch, Beiträge z. Erklärung d. Entstehung der Täler u. 
Fjelde in Norwegen (norw. m. engl. Resume in Norges geolog. Undersögelse. 
Aarbog, 1900, 124—217). — 26 ) W. Werth, Fjorde, Fjärde und Föhrden, Zeitschr. f. 
Gletscherkunde III, 1906/9, 346 ff. — 27 ) Ahlenius, Die Schären Finlands in Femiia, 
XIII,' 1906. — 28 ) Haas, Studien über die. Entstehung der Föhrden, Mitteil. a. d. 
mineral. Inst. I, Kiel 1888. W. Wolff, Über die Entstehung d. schleswigschen 
Föhrden (Zeitschr. d. D. Geol. Ges., 1905, 395 ff.); W. Werth, Zur Entstehung 
der Föhrden (ebenda 1909, 401 ff.). — 29 ) v. Richthofen, Führer, 308; Fr. 
Schwind, Die Riasküsten s. Anm. 17. E. Scheu, Die Rias v. Galicien, ihr 
Werden u. Vergehen, (Z. f. Erdk., Berlin 1913, 84—114, 193—210). 



47- Buch IL Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

Oft durch einfache Senkung eines Faltenzuges entstanden, welche dem Meere 
das Eindringen gestattete, Bcheinl die Meereserosion an Gezeitenküsten die 
Buchten betiächtlich exweiterl au haben, Bcbald sie weichere Gesteinsarten 
in den Talmulden vorfand. Davon legen die großen Riasbuchten des süd- 
ichen Irlands Zeugnis ab. Die gleiche Foim seichnel die chinesische Ost- 
küste und die $innenseite Koreas usw. aus. 

1 Wi eine CUT durch kleine Gehängetäler gegliederte Gebirgs- 

flanke das Meej erreicht wie an der Riviera des Golfs von Genua, entsteht, 
«•ine kleinbuchtige Felsküste ,0 ), an der sich die Außen- und Innen- 
säume Belten mehr als einige Kilometer voneinander entfernen, während eine 
typische Kin gelform der Bucht kaum zu beobachten ist. 

5. Als Kanalküste darf man vielleicht den Typus bezeichnen, der 
in Dalmatieo in eigcnaitigcr Weise ausgvpiägt ist 31 ). Hier ist die F.anke 
eines Faltengebirges unter Wassei gesetzt, so daß nun die äußersten Ketten 
nur in langgestreckten, der Küste parallel gereihten Inseln auftreten, die durch 
die ehemaligen Langstäler, die „Valloni" oder „Canali" der Dalmatiner, 
getrennt sind. Die Letzteren sind im allgemeinen tiefer als die Querzugänge, 
unter denen manche wohl ehemaligen Querausgängen der Täler, andeie den 
Sätteln der untergetauchten Ketten entsprechen. In kleinen Verhältnissen 
tutt die nämliche Form an der Küste Kaliforniens auf, wo die Bucht von 
B. Francisco ein überflutetes Längstal ist, das mittels eines Durchbiuchtales 
mit dem Meer in Verbindung steht 32 ). 

6. Buchtenarme Küsten. Verfolgt man nunmehr die gebirgigen 
Langsküsten der Eide, so fallen gegenüber dem eben beschriebenen Reich- 
tum der Gliederung lange Strecken durch Mangel an Buchten auf. Un- 
gunst einer bis zur Küste reichenden Talbildung ist vielfach Schuld. Teils 
tritt die Wasserscheide zu nahe, so daß nur kurze Gehängetälchen sich bilden 
können wie an der Binnenseite des Japanischen Meeres (Mandschurei und 
Korea, Taf. 39), teils liegen ungünstige klimatische Ursachen vor. An der 
\\ te der Kontinente treffen wir in subtropischen Breiten regenarme 
Strecken dort, wo (aus später zu erörternden Gründen, § 222, 2) kalte Strö- 
mungen die Küsten bestreichen. So versiegen die von den Andenkämmen 
des nördlichen Chile herabkommenden Flüsse, ehe sie die Küste erreichen 
(Stielers Handatl., Taf. 97). Ähnliche Verhältnisse kehren in Kalifornien 
und an der Westküste Afrikas wieder. 

7. Als glatteste Küste muß die Kliffküste 33 ) dort entstehen, wo 
gleichartig haites Gestein von der Brandung erreicht wird und Küstenströ- 
mungen die abgenagten Geiölle entfeinen. Klippen zeugen oft davon, daß 
die Abrasion der Küstenterrasse noch nicht vollendet ist. Es ist besonders 
die obere Kleide, die zur Kliffbildung neigt, weil sie sich leicht unterwaschen 
läßt. 



30 ) Penck (II,' 568 ff.) schlägt Mür diese Form "den 'von Mallorca herge- 
nommenen Kamen Cala-Küste vor. — 31 ) „Dalmatischer Küstentypus", s. v. 
Richthofen, Führer, 3ü8. — 32 j N. S. Shaler, The geol. history ol harbours 
(Xlll. Rep. Geogr. Surv. 1891/92, Wash. 1893, 200). Kleinere Wiederholungen 
der gleichen Buchten s. Stieler, Taf. 83. — 33 ) Penck II, 554. 



§ 186. Kontinentalküsten. — § 197. Schwemmlandküsten. 473 

Die Falaisen 34 ) der Normandie mit den Calvados Klippen (Taf. 29), die 
Kreideküste ron Dover oder von Rügen (Stubbenkammer) gehören hierher. Jedoch 
auch diluvialer (.ü'.-.chiebelchm wie im OStpreuflischen Samland (Taf. 20) kann zur 
KJiflküste ausgearbeitet weiden; solche weichen unter unseren Augen rasch land- 
einwärts zurück (S. 350). 

8. Rundbuchtküsten. Die Küstenstrecken, welche ihre reichere 
Ausgestaltung der Meeresaibeit veidanken, verraten sich durch Buchten, 
die ganz im Gegensatz zu den eben beschriebenen schmalen und tief eingreifen- 
den eine Bogenfoim haben, welche aber selten den Halbkreis erreicht. 

Die. Küste von Algier (Taf. 27 u. 28) zeigt diese offenen Rundbuchten in aus- 
gesprochener Form 3ä ). Sie gilt als eine infolge der Nord- und Nord weststürme dem 
Wogenandrang im hohen Grade ausgesetzte Küste. Flußniederungen geben den An- 
laß zur Bucht bildung. Härtewechsel des Gesteins erklärt, daß einzelne Buchten 
hinter mächtigen Fekworeprüngen, unter, deren Schutz die Hafenstädte gebaut sind, 
zurückweichen. An Rundbuchten sind aber auch fast alle Küsten des westlichen 
.Mittelmeeres reich, vor allem die vulkanische Innenseite des apenninischen Ge- 
birgsbogens, wo sie als Stnkungsielder gelten können. Während Süditalien noch 
scharf ausgeprägte Rundgolfe besitzt wie die herrliche Bucht von Neapel, hat die 
Meeresanschwemmung die nördlichen meist schon ausgefüllt und ausgeglichen. 
Indem küstennahe Inseln (M. Argentario) bei diesem Vorgange landiest werden, 
entstehen Rund buchten vor einer Schwemmlandküste (Taf. 27). So erklärt man 
sich auch die Bucht von Tokio in Japan (Taf. 39); die große südöstlich gelegene Insel 
Kadzusa soll von Norden her landlest geworden sein. 

§ 187. Schwcmmlandküsten 36 ). Sand- und Schlickmassen sind es, 
die diese Küsten aufbauen, die ersteren mehr dem Meerebboden, die anderen 
mehr den Fiußsedimenten entnommen. Ausgedehnte Schwemmlandküsten 
können sich daher nur da bilden, wo diese Baumaterialien in reichlicher Menge 
daueind zur Verfügung stehen. Die Küstenstiömungen lagern sie dann vom 
Fundort ab an weilen Küstenstrecken entlang, gleichviel ob diese letzteren 
Flachland oder steiler ansteigendes Land sind (s. o. S. 356). 

So entnimmt die Küsten Versetzung längs der atlantischen Schwemmland - 
küsten Nordamerikas vom Kap Cod an südwärts das Hauptmaterial dem in der 
Eiszeit vor der Küste von Maine abgelagerten Moränenschutt 37 ). Dagegen liefert 
es der Amazonas für die mächtigen Anschwemmungen an der nördlicü davon ge. 
legenen Küste von Guayana, da nordwärts gerichtete Strömungen diese begleiten. 

1. Die einfache, glatt verlaufende Dünenküste, die sich an 
Flachland anlegt, ist, weil an ihr meist auch der Meeiesboden seicht und reich 
an Sandbänken ist, in ihier Hafenlosigkeit eine der ödesten Fo.men der Land- 
umrandung. Indem die Brandung sich weit vom Strande über den Bänken 
bricht, ist die Dünenküste für die Schiffahrt eine der gefähilichsten. 

Solche unnahbare Dünenküste ist die „eiserne Küste" im NW. Jütlands, 
die allerdings erst im Laufe der Zeit durch Ausfüllung von Buchten und Abschleif ung 
der Vorsprünge diese Form angenommen hat 38 ); eine gleiche zieht sich in mehr 
als 10U0 Kl - Länge an der Westküste Nordafrikas hin. 



34 ) Jules Girard, Les Falaises de la Manche. Paris, 1907. — 35 ) Th. 
Fischer, Küstenstudien aus Nordafrika (Pet. Mitt. 1885, 409 ff . und bes. 1887,' 
1 ff.)- — 36 ) S. Philippson u. Weule (s. o. S. 463, Anm. 1). — 37 ) N. S. Shaler 
(s. Anm. 32, p. 164).— 3ä ) A. Jessen, 1899, vergi. Pet. Mitt. 1903, LB. 356. 



17 t Buch IT. Physikalische Geographie. Kapitel II. Das Festland 

- Die Dferwälle, die sieh zu äünenbedeckten Nehrungen erweitern, 
haben nach außen hin einen äußerst glattes Verlauf, sind an dpr Innenseite, 
\\.> unregelmäßiger Wellenschlag sie bearbeitet, oft gefasert und zerfranst. 
Bleibt zwischen dem alten Pestlandufer und der Nehrung eine Vertiefung 
zurück, in der Bich ßtrandseen Bammeln oder erhalten können, so bezeichnen 
wir dies als Haff- oder Lagunenküste* 9 ). Sie ist bald geschlossen, wenn 
wie in Hinterpommern oder an der französischen Küste der ..Landes" ab- 
flußlose Strandseen wie Perlen aufgereiht hinter dem üferwall zurückbleiben, 
bald gewahrt sie dem Mündungsbecken eines Flusses, das die Nehrung ab- 
gedämmt hat, einen Ausgang (preußische Küste). Nur eine Abart ist die 
Limanküste, bei der die Küstenanschwemmung sieh quer vor einen noch 
im Flußtal gelegenen Mündungstrichter legt, so daß die Achse des Strand- 
senkrecht zur Küste steht 40 ). 
Der Name Li man ist dem Vorkommnis an der Küste Bessarabiens entnom- 
men (Taf. 26). Reich an Limanen ist auch die Süd- und Ostküste der Vereinigten 
Staaten (Mobile Bai <">. v. New-Orleans, Taf. 43). — Vor der heutigen Ansetzung 
\<>n Bohwemmland wird man eine Periode der Senkung für die Küsten annehmen 
müssen, in der die Mündungen durch die Gezeitenströme zu Trichtern ausgeweitet 
>ind. Die Chesapeake Bai ist einer der großartigsten Limane. 

3. Größere Unregelmäßigkeiten der Ümrißlinien der inneren Küste 
hinter dem Dünenwall Lassen meist auf stattgehabte Bodensenkung schließen. 
D - Meer überspült das Land nur in den tiefsten Stellen, den Bodden (S. 357). 
Solcher Boddenküste begegnen wir in den Gewässern von Rügen und Vor- 
pommern hinter dem einförmigen Wall von Zingst oder am Pamlico Sund 
(bei Kap Eatteras in Nordamerika, 35° N. Br., Taf. 43). 

4. Wird in Gezeitenmeeren die Dünenkette durch Sturmfluten zer- 
stört, so daß das Meer in zahlreichen Durchlässen den dahinterliegenden Boden 
mit -einen Sedimenten überfluten kann, während der Ebbestrom breite Täler 
in ihn furcht, so sprechen wir von einer Watten küste. Eine solche begleitet 
die deutschen Ufer der Nordsee. Die friesischen Inseln sind die Reste des 
zerstörten Dünenzuges 40u ). Positive Strandverschiebung läßt die Wattenküste 
immer weiter landeinwärts schreiten, und lokale Senkungen, die Folgen mäch- 
tiger Sturmfluten, verleihen solchen Küsten oft einen buchtenreichen Verlauf 
der Strandlinie (.Jadebusen, Dollart, Süder-See, Taf. 18). 

5. Doch auch die Außengliederung fehlt der Schwemmlandküste 
nicht ganz. Die hakenförmigen Nehrungen der Halbinsel Heia bei Danzig 
oder des Cap Cod 41 ) an der Küste von Massachusetts sind Bildungen, die 
nur bei ganz besonderen Verbindungen der Küstenströmungen und Winde 
sich bilden, meist aber an älteren, wenn auch ganz flachen Vorsprüngen an- 

•i. Dazu treten dann die Flußalluvionen, die in Form der Deltas 

der Küstenlinie herauswachsen, so lange sie der ausgleichenden Küsten- 

entgegenarbeiten. Stillere Buchten, in die sedimentreiche Flüßchen 

münden, werden dadurch oft von flachen Schwemmlandbuchten umsäumt 42 ). 

39 ) Weule (Anm. 1), 232. Shaler (Anm. 32), 166, G. Braun (Anm. 1) 112 ff. 
talienische Ausdruck Lagune wird von einigen dem Salzwasserstrandsee vor- 
behalten. — '"; X. Sokolöw, Ober Ekitstehung der Limane Südrußlands, (IYt. 
Mitt. L896, LB. 693). — 40a ) W. Behrmann (Die ostfriesischen Inseln, Ann. d. 
Hydr. L921, 79—93) sieht in ihnen weniger Zerstörungsformen einer alten Nehrung, 
als Aufbauformen, wie sie der Flachküste des Gezeitenmeeres mit den in der Nord- 
see herrschenden Winden, Wellen und Strömungen entsprechen. — 41 ) F. P. Gulliver 
in Shoreline Topography mit Abb. (s. o. Anm. 1); G. Braun (Anm. 1), 126 ff. — 
42 ) A. Philippsons potamogene Schwemmlandsküsten (s. Anm. 1). 



§ 187. Schwemm landküsten. — § 188. Die Seehäfen. 475 

6. Die Korallenriffe. Zahlreiche Küsten der tropischen Meere, 
hohe und niedrige, Felsenküsten und Schwemmlandgestade sind in größerer 
oder geringerer Entfernung von Kalkriffen umsäumt, die ihre Entstehung 
den riff hauenden Korallentieren verdanken. Wir kommen auf die Frage der 
Bildung bei den Korallen-Inseln zurück (§ 194). Zuweilen als .Saumriffe 
hart an der Küste beginnend, bleiben die Riffe meist als Wallriffe durch 
einen freien Kanal von ihnen getrennt, der bald nur einige hundert Meter, 
bald 10 — 20 km (Kaledonien), bald mehr als 30 km breit ist, wie bei dem großen 
Barriere-Riff, das die Nordostküste Australiens begleitet (Taf. 40). Bis 
an die Meeresoberfläche ansteigend, liegt das klippenreiche schmale Riff bei 
der Ebbe oft trocken und bildet für die Küste einen Außenstrand, an dessen 
steilem Abfall sich die Brandung bricht. So bildet das Riff auf der einen Seite 
eine Schutzwehr für viele der Zerstörung sonst preisgegebene Küsten. Das 
Wallriff gewährt im ruhigen Kanalwasser eine Schiffahrtsstraße von genügen- 
der Tiefe, aber der Zugang zur Küste kann oft nur auf weitem Umweg und 
durch gefährliche Engen erreicht werden. Wo Süßwasser ins Meer gelangt, 
sterben die Tiere ab, und so öffnet sich auf diese Weise eine Lücke im Riff. 
Senkt sich die Küste, so rücken die Riffe in größere Entfernung von der Küste. 
Man hat aber auch an zahlreichen Küsten echte Korallenbänke von 20 — 30 m 
Mächtigkeit zwischen dem stufenförmig ansteigenden Land gefunden, ein 
unzweideutiges Zeichen, daß dort eine negative Strandverschiebung vor sich 
gegangen ist. 

§ 188. Die Seehäfen 43 ). Längs der Schiffahrtsküste (S. 469) erhalten 
die Häfen als Ruhepunkte des Verkehrs die gleiche Bedeutung wie die Pässe 
in den Gebirgen. Es müssen sich eine Reihe von Bedingungen vereinigen, 
um einen Küstenpunkt zu einem guten natürlichen Seehafen zu gestalten. 
In erster Linie Schutz vor den Seewinden und mehr noch vor der Meeres- 
dünung, worunter man die durch den Wind aufgerührten und von fernher 
in windstilles Gebiet fortgepflanzten Meereswellen versteht, und leichte Zu- 
gänglichkeit des Hafenbeckens vom Meere aus; in diesem nicht zu tiefer 
(am besten 10 — 100 m ), weder rein felsiger, noch zu weicher Ankergrund; 
am Lande Platz zu Ansiedelung und Hafenanlagen. Die letzten Punkte be- 
treffen die Gestalt der eigentlichen Hafenbecken, die ersten die nicht minder 
wichtige Exposition ihrer Öffnung gegen die herrschenden Winde und nament- 
lich die Richtung der Küstenversetzung (S. 351). Häfen sind sozusagen höchst 



43 ) v. Richthof en, Führer, 316 ff.; O. Krümmel, Die Haupttypen der natür- 
lichen Seehäfen (mit Kärtchen, Globus LX, 1891, Xr. 21 und 22), bes. X. S. Shaler, 
The geogical history of harbours, in XIII. Ann. Rep. of the U. S. Geol. Survey, 
1891/92, Wash. 1893, 99—210, mit Tafeln; s. d. Auszug im Globus, LXV1II, 1895, 
230—238 von G. Greim. Das kartographische Quellenmaterial bieten die See- 
karten. Spezialkarten von etwa 40 Häfen in Stielers Handatlas (1 : 150000 bis 
1 : 1 500000) und von mehr als 100 (allerdings oft in zu kleinem Rahmen) in J. Perthes 
See-Atlas v. H. Habenicht, Gotha seit 1894 oft neu ausgegeben. Xeben den Segel- 
anweisungen bieten wichtiges Material zu Hafenbeschreibungen die Annalen der 
Hydrographie, herausgeg. v. d. Deutschen Seewarte (seit 1873), ferner das leider 
unvollendete Werk von J. C. Jülfs und F. Balleer, Die Seehäfen und Seehandels- 
plätze der Erde in hydrogr., nautisch, und Commerz. Beziehungen, I. 1870, II. 1875, 
III. 1878 (es fehlt Afrika und Europa außer Frankreich, Spamen u. Portugal). Das 
mit vielen Planskizzen reich ausgestattete Sammelwerk von A. Dorn, Die Seehäfen 
des Weltverkehrs, 2 Bde., Wien 1891, geht auf die natürlichen Hafenverhältnisse 
fast gar nicht ein. 



Buch 1. Phymkaüsche Geographie, — Kapitel II. Das Festland. 

feinfühlig) der Küstenlinie; Kunstbauten wie Haiendamme (Molen) 

und W< Uenbrecher können viele schutzlose Häfen verbessern, Ausbaggerungen 

die Fahrrinnen vertiefen. Aber gegen dauernde Küstenversetzung kämpft 

Mensch im blich, wenn ihm nicht gleichzeitig eine Küstensenkung 

3l andverschiebung) zu Hilfe kommt. Zahlreiche Hafenplätze 

diesen Küstenmächten bereits zum Opfer gefallen, indem sie zugebaut 

und ins Binnenland gerückl sind (Ravenna, Adria). 

Zur Ausnutzung können die günstigen Bedingungen eines Hafens 
wenn auch das Hinterland Leicht erreichbar ist oder nahe 

tade zum Ve.kehr anreizen. Wann sieh in einem solchen der Ver- 
kehr entwickelt und wie Lange er anhält, bängl weiter vtui historischen Mo- 
menten und kulturellen Verhältnissen der umwohnenden Völker ab, die an 
Stelle nicht zur Erörterung stehen. Doch darf daran erinnert werden, 
daß eine Reihe der schönsten Hüten der Welt erst im 19. Jahrhundert über- 
haupt in Benutzung genommen sind (S. Francisco, Port Jackson bei Sydney 
in Xeu-Südwales, Auckland auf Neu-Seeland usw.). 

Leicht lassen sich die hafenreichen von den hafenarmen Küsten- 
strichen unterscheiden. Alle die, an denen zahlreiche giößere F.üsse mün- 
den oder ehedem Ta. buchten in sie schnitten, sind um so mehr duich Hafen- 
reichtum ausgezeichnet, je mehr eine nachmalige Küstensenkung die letz- 
teren erhalten hat. Denn diese können auch von den hafenfeindlichen marinen 
A hwemmungen selten ganz brach gelegt werden. Anders die ungegliederten 
flußlosen Küsten oder solche Flachküsten, an denen sich die Strandlinie weit 
von den Flußmündungen zurückgezogen hat. 

Hierbei darf man unter gehobenen oder unter das Wasser gesenkten Küsten- 
strichen nicht etwa nur solche verstehen, die heute die Erscheinungen negativer 
oder positiver Strandverschiebung darbieten. Maßgebend ist, ob seit der Zeit des 
Eiiim hneidens des Tales, das nur auf dem trockenen Lande vor sich gehen konnte, 
eine Senkung eingetreten ist, welche die Flußmündungen unter den Meeresspiegel 
brachte. 

Als hafenarm muß hiernach von vornherein die amerikanische West- 
küste zwischen den nördlichen und südlichen Fjordstrecken, als hafenarm 
ganz Afrika und Arabien, desgleichen Australien (vom gebirgigen Südosten 
abgesehen) gelten. Auf viele Hunderte von Kilometern findet sich oft kein 
günstiger Hafenplatz, deren man an der atlantischen "Seite Nordamerikas, 
an den Küsten Europas und Ostasiens viele Dutzend oft nahe beieinander 
zählt. Im einzelnen sind jedoch auch hier die Küstenstriche in ihrer wechseln- 
den Richtung sehr verschieden bedacht und schwer ist es, die außerordent- 
liche Mannigfaltigkeit der Einzelformen in wenige Gruppen zusammenzu- 
fassen **). Wir wollen in unserem Überblick von den ungünstigsten Formen 
zu den bevorzugten Häfen fortschreiten. 

1. Hafenlos und schwer nahbar sind die meisten einfachen Flach- 
küsten. Hier müssen offene Reeden den Hafen ersetzen, weit vom Strand 
gelegene Ankerplätze, mit denen der Verkehr vom Lande aus durch Boote 
und Leichterschiffe oft über die gefährlichsten Brandungen hinweg vermittelt 
werden muß. 



4I ) I/e Einteilung Krüramcls in Aufsohüttungs-, Einbruchs- und Mündungs- 
häfen ge.väirt, di de beiden ersten Gattungen selten rein auftreten, nicht aus 
reichend Anschauung. 



§ 188. Die Seehäfen. 477 

Die ostafrikanischen Kolonien haben fast nur offene Reeden. In Batavia, 
Madras, Kolombo 46 ) auf Ceylon haben erst in der neueren Zeit riesige Molen und 
Wellenbrecher die offenen Reeden in künstliche Häfen verwandelt. 

2. Offene Buchthäfen. An wenig gegliederten Steilküsten ge- 
währt jede nicht zu flache Kundbucht gegen einige Quadranten der Wind- 
rose Schutz. Es hängt ganz von der Exposition der Buchtöffnung gegenüber 
der Hauptwetterseite ab, ob sie als geschütztes Hafenbecken gelten kann 
oder nicht. 

Valparaiso 46 ) (Taf. 44) ist nur gegen N- und NW-Winde ungeschützt, die 
aber von kurzer Dauer sind. Ähnlich liegt die Kapstadt 47 ), die unter NW- See 
leidet. Die Bucht von Panama, obgleich nur eine offene Reede gewährend, gilt 
bei der Abwesenheit jeglicher Stürme als vollkommen sicher. Die Häfen der al- 
gierischen Küste sind sämtlich zum Schutz vor W- und NW- Stürmen an der West- 
seite der dortigen Rundbuchten gebaut (Taf. 27 u. 28), haben aber unausgesetzt 
mit der eindringenden Küstenversetzung zu kämpfen 48 ). Cherbourg, der fran- 
zösische Kriegshafen an der offenen Nordküste der Normandie, ist trotz des riesigen 
Wellenbrechers den Gezeitenströmen des Kanals ausgesetzt 49 ). 

3. Als Wall- oder Dammhäfen kann man füglich nur die Punkte 
bezeichnen, die erst durch einen natürlichen Wall an sonst hafenloser Küste 
den Schiffen eine Zufluchtsstätte bieten. In der Mehrzahl der Fälle wird 
dieser Wall durch eine kleine Küsteninsel gebildet. Das bietet oft Anlaß 
zum Bau von Inselhäfen, die sich der Küste gegenüber auf der Innenseite 
des nahe vorgelagerten Inselchens erheben. 

Der Hafen von Calläo 50 ) ist durch die 8 km lange Insel San Lorenzo geschützt. 
Tyrus (Sur) und Sidon (Saida) in Phönizien waren Inselhäfen auf jetzt landfest 
gewordenen Küsteninselchen 51 ) (Taf. 37). Der Hafen von Victoria liegt auf der 
Innenseite der Insel Hongkong 52 ) der chinesischen Küste gegenüber, Bombays 52 ) 
Hafen ist auf der Ostseite der gleichnamigen Insel dem Lande zugekehrt. Eine der 
größten Reeden der Welt (Spithead) wird durch die Insel Wight an einer sonst 
schon hafenreichen Stelle der englischen Südküste geschützt. Bei Honolulu 53 ) 
übernimmt ein langes Korallenriff den Schutz des Hafens. 

Wird der Damm von einer Nehrung gebildet, so ist oft die Wassertiefe 
der dahinter liegenden Lagune, welche den Hafen bilden sollte, zu gering zur 
ausgiebigen Ausnutzung des Beckens. Venedig ist der bekannteste Lagunen- 
hafen S4 ) (Taf. 27), der aber den heutigen Großschiffen nicht mehr voll genügt. 

4. Flußmündungshäfen herrschen begreiflicher Weise nur an 
Flachküsten vor, da sich die Flüsse der Niederung zuwenden. Sie haben im 
allgemeinen vor den bisher besprochenen den Vorzug voraus, in der Talrinne 
einen Zugang zu besitzen, welcher Vorteil freilich oft durch eine Flußbarre 
aufgewogen wird (S. 357). Mit Schwierigkeiten haben besonders die Delta- 
häfen zu kämpfen. Das in Flußarme geteilte Wasser spült die Rinnen nicht 
tief genug aus. Kunstbauten können jedoch durch Abdämmen einzelner 
jener Kanäle den Hauptstrom in einen derselben zwängen, der nun die Aus- 
tiefung selbst besorgt. 



45 ) Seeatlas (s. Anm. 43), Tafel 18 u. 19. — 46 ) Stielers Handatlas, Taf. 99, 
1: 150000. — ") Seeatlas, Taf. 24, 1: 150C00. — 48 ) Th. Fischer, (s. o. Anm. 35); 
Algier im Seeatlas, Taf. 18, 1:150COO. — 49 ) Krümmel, a. a. 0., mit Karte, 
1:75000. — 50 ) Stieler, Tat. 99, 1: 30OC00. — 51 ) Krümmel, a.a.O., 1:100000. 
— 62 ) Seeatlas, Taf. 18 u. 21, 1:150000 bezw. 500000. — 63 ) Seeatlas, Taf. 22, 
1:300000. — 64 ) Seeatlas, Taf. 18, 1:150000. 



Buoh II. Physikalisohe Geographie. — Kapitel TT. Das Pestland, 

bal man die Sulina des Donaudeltas Tür große Seeschiffe neu geöffnet 
(Tai 26), und Neu«Orleans 88 ) ist in gleicher Weise wieder zugänglich geworden. 

In nianehen lVltas muß jedooh der 1 laiipl haTen an einen Seitenarm verlegl werden. 

•i Mündung von der Seeseite durch den Gezeitenstrom ausgetiefl wird. Kal- 
kutta am Efagti und Saigon im Delta des Mekong (Taf. 38) sind solche Fluthäfen 
im Stroindelta. Indus dagegen und Magdalenenstrom haben keine eigentlichen Mün- 
dungshäfen; ein naher Kostenpunkt, dort Karratsohi, hier Sabanilla") muß 

ihn i' \hnlich liegt A tc I B nd rien im Verhältnis zum Nildelta seitwärts VOti 

d.in westliohen Bauptann. 

Die Flußhäfen gewähren vor dm anderen den Vorteil, daß sie viel 
tiefer ins Binnenland eingreifen. Flußmündungen sind Einstülpungen der 
Ku-tenlinie. Daher besitzen viele Flußhäfen eigene Vorhäfen au der Außen - 
küst. daß die alten Flußhäfen für größte Seeschiffe nicht mehr zü- 

glich sind - St. Nazaire bildet für Nantes an der Loire, Bremerhaven 
für Bremen den Vorhafen — , sei es, daß in ihnen die Flut abgewartet wird 
(Cuxhaven), welche die großen Schiffe zum Haupthafen hinauftragen soll, 
ga der flachen Doppelküsten mit ihren Haften und Limanen liegen solche 
Vorhäfen an der DuTchbruchflstelle der Nehrung (Swinemünde für Stettin 
und Fillau für Königsberg, Taf. 20). 

5. Als Fluthäfen 57 ) morgen der Kürze wegen alle diejenigen zu- 
sammengefaßt werden, deren Zugang durch den Gezeitenstrom offen gehalten 
wird (S. 352). Neben den wichtigsten Mündungshäfen an den Küsten 
lies Qordatlantischen Ozeans gehören hierher auch zahlreiche Riashäfen 
(Corufia, Santander 58 ), Brest), bei denen der Wechsel von Ebbe und 
Flut die Trichterblicht erweitert hat. Ja auch Wattenhäfen dürfen zu 
den Fluthäfen gerechnet werden, weil, wie beim Jadebusen (Wilhelmshaven), 
der Ebbestrom die Gassen in den weichen Schlickmassen offen hält, und eben- 
so zahlreiche scheinbar verschlossene Limanhäfen. Es bedarf auf europäischer 
Seite kaum der Beispiele für die großen Fluthäfen. Beachten wir nur, wie 
vielfach der ursprünglich tief eingeschnittene Talweg diesen Häfen zugute 
kommt, 

Wie in England Liverpools Vorzüge hierin zu suchen sind 59 ), so treten 
solche besonders bei den nordamerikanischen Häfen von Neu-York bis Riehmond 
(Taf. 42) hervor. Bei Neu-York 60 ) mündet ein ungemein tiefer, weit hinauf für die 
größten Seeschiffe zugänglicher Fluß, der Hudson, inmitten einer untergetauchten 
Moränenlandschaft. Das in diese eingeschnittene Flußtal bildet zwischen mäch- 
tigen Sandbänken und niedrigen Inseln den gewundenen Zugang zur Neu-Yorker 
Bucht. Auch in der Chesapeake Bai bilden solche untergetauchte Täler die 
vom Ebbestrom offengehaltenen Fahrtrinnen. 

6. Die geschlossenen Buchthäfen sind sehr verschiedenen Ur- 
sprungs, daher nur teilweise an bestimmte Küstenstrecken gebunden. Die 
meisten bilden ausgezeichnete Häfen. 

Natürliche Hafenbecken von einheitlichem Bau bildet der eingestürzte Krateri 
falle das Meer in ihn Zugang erhält — Aden 61 ) an der arabischen Küste und Lyttel- 

'•'') Seeatlas, Taf. 22, 1:300000, bezw. 1:3000000. — 56 ) Stieler (1889), 
Taf. 95, 1 : 760000. — 57 ) v. Richthofen, Führer, 320. — 58 ) Bergha'us, Phys. 

Tat 23, 1 : 500000. — i9 ) Krümmel, a. a. O. — 60 ) N. 8. Shaler (s. o. 
Anm. 43), 171 ff., Seeatlas, Taf. 10, 1 : 500000. — 61 ) S. Krümmel, a. a. O. 



§ 188. Die Seehäfen. — § 189. Die Ensehx 479 

ton 62 ) in Neuseeland sind solche Kraterhäfen — , ebenso die Korallenlagune 
(Atollhafen) 62 ). — Auch landfest gewordene Inseln können gelegentlich eine 
rings geschützte Hafenbucht erzeugen, wie die von Tokio (Atlas, Taf. 39). — Unter 
den Talbuchten sind die sichersten und geräumigsten solche die sich hinter einer 
durchbrochenen Küstenkette öffnen, wie Rio de Janeiro 63 ) und San Francisco 64 ), 
deren Häfen an der Innenseite der untergetauchten Talmulden liegen. Diesen schließen 
sich die mannigfach verzweigten Riasbuchten an, sobald sie tief genug untergetaucht 
sind. Port Jackson mit Sydney 65 ) ist ein ganzer Komplex herrlicher Hafen bucht in. 
Den Hafen von Boston 66 ) schützen daneben taschenartige Schwemmlandsbuchten 
von beiden Seiten vor Versandung. — Vermöge ihrer Tiefe und des lockeren Anker- 
grundes sind die Föhrden meist prächtige Hafenbuchten (Kiel), während die Fjorde 
oft zu tief zum Ankern sind, auch an ihren Steilgehängen selten Raum für Ansiede- 
lungen tragen. Christiania und Drontheim sind die einzigen norwegischen Häfen 
von Bedeutung im Innern von Fjorden (Taf. 31). Die Mehrzahl der Häfen an Fjord- 
küsten zieht, von Felseninseln geschützt, die Außenküste mit dem flacheren Anker- 
grund vor 67 ) (Bergen, Vancouver). 

§ 189. Die Inseln 68 ). Den Gesichtspunkt der Lage im Verhältnis 
zu den Festländern der Erde in den Vordergrund stellend, haben wir früher 
(S. 279) die Inseln in kontinentale und echt ozeanische unterschieden. 
Es handelt sich jetzt um den Nachweis der verschiedenartigen Natur der 
Inseln, welche durch die Lagenverhältnisse bedingt ist. 

Hierbei haben wir unser Augenmerk zunächst auf die Breite und Tiefe 
der trennenden Meeresarme und den Sockel, auf dem die Inseln ruhen, zu 
richten, nicht weniger jedoch auf den Bau und die geologische Zusammen- 
setzung dieser Landstücke. Da erweisen sich denn die einen als echte Bruch- 
stücke benachbarter oder weiter entfernter Erdteile, die andern als 
ursprüngliche, dem Meeresboden entwachsene Inseln, die vorher nie- 
mals Bestandteile des Festlandes waren. Dieser Gegensatz, je nach der Ent- 
stehung, welchen man wohl als obersten Einteilungsgrund für die Inselsysteme 
in Vorschlag gebracht hat 69 ), deckt sich nicht mit obigem, den uns ein Über- 
blick über die räumliche . Gruppierung der Formen der Erdoberfläche nahe 
legt. Als ursprüngliche Inseln kennen wir einmal Schwemmlandbildungen 
ausschließlich an die Küsten gebunden, sodann Koralle ninseln auf die 
tropischen Meere beschränkt, und endlich Vulkaninseln sporadisch in 
allen Meeren auftretend. Fast ausnahmslos erreichen sie nur eine geringe 



62 ) Berghaus, Phvs. Atlas, Taf. 19, 1:1500000. — 63 ) Seeatlas, Taf. 10, 
1 : 500000.— 64 ) Seeatlas, Taf. 21, 1 : 500000, s. Shaler (Anm. 43), S. 476. — 
65 ) Seeatlas, Taf. 21, 1 : 150000. — 66 ) Seeatlas, Taf. 10, 1 : 500000; s. Shaler 
(Anm. 43), S. 476. — 67 ) Berghaus, Phys. Atlas, Taf. 19, 1 : 1500000). 

68 ) Eine Geschichte der Inselsysteme gab F. Hahn in seinen „Insel- 
studien", Leipzig 1883, welches Werk wertvolle Angaben über viele einzelne 
Inseln enthält, aber in der Gruppierung nicht glücklich ist. Es werden tektonische, 
Erosions- und Aufschüttungsinseln unterschieden. Die vulkanischen Inseln figurieren 
aber unter den tektonischen, deren Unterabteilungen nach dem Grade der Beteiligung 
vulkanischer Aufschüttung gebildet werden. Es fehlen also auch alle Beziehungen 
zur Lage. Die Grundlagen der allgemeiner befolgten Klassifizierung hat Friedr. 
Hoffmann (Phys. Geogr. 1837, 103 — 135) gegeben; vergl. hierzu v. Richthofen 
(Zeitschr. f. wiss. Geogr. III, 1882, 240). Ohne hiervon Kenntnis zu haben, stellten 
Peschel (Neue Probleme, 2. Aufl., 1876) und A. R. Wallace (Island Life, 1880) 
ähnliche »Systeme auf, die A. Kirchhoff (Zeitschr. f. wiss. Geogr. III, 169) zweck- 
mäßig abänderte. Mehr ins einzelne gehen v. Richthofen (Führer, 380 ff.) und 
Penck (Morph. II, 630), ohne jedoch alle bekannten Inseln den vorgeschlagenen 
Systemen einzuordnen. — 69 ) A. Kirchhoff (s. vor. Anm.). 



Buch Tl. Physikalisch.' Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

8ieh< man von Island (lOSOOO'*™) zunächst ab, bo kennen wir keine 
ursprüngliche Insel von mehr als l20QÖ ,kl " (Hawaii); weitaus die meisten sind 
hwindend klein. 

Wie mm gelegentlich einzelne Bolcher ursprünglichen Eilande zwischen 

kontinentalen Inseln auftreten, bo fehlen auch diese letzteren unter den weit 

von den Festlandsrändern ausgebreiteten ozeanischen Inselschwärmen nicht 

enannte Restinseln' ) unser besonderes Interesse, 

wvil der aus archäischen oder sedimentären Gesteinen zusammengesetzte 

Bau. der in seinem verschwindenden inselförmigen Auftreten Unerklärlich 

ist, uns zwingt, diese Inseln als Kote einst größerer kontinentaler Gebilde 

aufzufassen. Es ist jedoch damit noch nicht gesagt, daß es sich um ganze 

bwundene Kontinente dabei handeln müßte; weit entfernte Außenränder 

der heutigen Festländer können dadurch angezeigt sein. 

Der biologische Gesichtspunkt 71 ). Man hat auch den Versuch 
gemacht, alte und junge Inseln zu trennen, welche Unterscheidung für 
den Q m so maßgebend geworden ist (§ 154). Das ist bei den ursprüng- 

lichen Inseln leichter als bei den kontinentalen. Da sich bei diesen in den 
seltensten Fallen schon jetzt die Zeit — geologisch gesprochen — bestimmen 
läßt, in welcher die Trennung vom Mutterkörper erfolgt ist, so hat man die 
Rätsel durch den biologischen Befund der Inseln ZU lösen gesucht, d. h. durch 
Ähnlichkeit oder Abweichung ihrer Pflanzen- und Tierwelt im Verhältnis zu 
denen der Nachbargebiete (§ 271). 

Ursprüngliche Inseln werden sich immer durch größere Armut der 
Lebewesen kennzeichnen. Es hängt von ihrer Lage in Rücksicht auf Meeres- 
stiömungen und Windrichtungen ab, ob und von welchen Gegenden aus sie 
allmählich bevölkert wurden. An den kleinen durch den Krakatoa-Ausbruch 
i. J. 1883 in der Sunda-Straße entstandenen Inselchen, die sich schon bald 
mit Samen bedeckten, läßt sich der Vorgang derartiger Besiedelungen ver- 
folgen. Säugetiere und Amphibien fehlen den ursprünglichen und solchen 
flachen Inseln festländischen Ursprungs, die durch Sturmfluten völlig über- 
spült weiden können (die Halligen an der holsteinischen Westküste). Vögel 
und Insekten dagegen haben Mittel, durch Eigenbewegung oder getragen 
von den Stürmen auch weit entfernte Inseln zn bevölkern. Die Azoren emp- 
fingen ihre Fauna von Europa, die Bermudas von Amerika trotz einer Ent- 
fernung von mehr als 1000 km . 

Jede Isolierung ermöglicht, wie es scheint, den Lebewesen die Keime 
zur Abänderung rascher zu entwickeln als bei der ungehinderten Vermischung 
mit der Masse der Stammesgenossen in einem weiten Verbreitungsgebiet, 
die immer ausgleichend wirkt. Daher treten auf den Inseln leichter sogenannte 
endemische (einheimische) Formen von Pflanzen und Tieren (§ 270) auf, 
d. h. solche, die sich durch irgendeine Eigentümlichkeit von den verwandten 
benachbarter Landstriche abheben und nur in dem betreffenden Lande auf- 
treten. Zu ihrer Ausbildung gehört aber auch Zeit, weshalb ein ausgeprägter 
Endemismus für eine lange Isolierung der Inselwelt spricht; er findet sich 
auf, biologisch gesprochen, alten Inseln. 



70 ) Der Ausdruck Restinseln, ein von Kirchhoff vorgeschlagener Name im 
Gegensatz zu Abgliederungsinseln, erscheint zurzeit noch zweckmäßig, wo wir 
über manche Inseln noch nicht völlig im Klaren sind. — 71 ) A. R. Wallace, 
Island Life, London 1880, ist für diese Frage noch immer das Hauptwerk. 



§ 189. Die Iu>- In. 481 

Wenn Irland mir 22. England 40 Säugetierartet] beherbergt, während Deutsch- 
land 90 zählt. — bei Amphibien und Reptilien sind die Zahlen 4. 13, 22 (Belgien) 72 ), 
— so spricht dies dafür, daß die Landbrücke zwischen Großbritannien und dem 
Festland zerstört ward, bevor die ganze kontinentale Tierwelt in jene Gebiete ein- 
wanderte, und daß Irland sich noch früher getrennt hat. Und wenn der Endemismus 
auf den britischen Inseln nur durch 3 Vogelarten, auf Hainan an der südchinesischen 
K iiste durch 1 Säugetier- und 20 Vogelarten, auf Formosa sogar durch 14 Säuge- 
tier- und 43 Vogelarten vertreten ist 73 ), so entnimmt man daraus, daß jene asiatischen 
[nseln weit länger schon vom Festland abgelöst sind als die britischen von Europa. 

Neben diesen neu entstehenden Formen beherbergen jedoch auch viele 
Inseln solche, die auf den Festländern längst ausgestorben, d. h. ihren Fein- 
den erlegen sind. Für im Kampf ums Dasein von der Natur nicht ge- 
nügend geschützte Tierformen bilden Inseln wahre Zufluchtsstätten, 
weil ihre Verfolger, vor allem die vierfüßigen Raubtiere, ihnen hierhin nicht 
folgen können. Das ist seit dem Zeitalter der Entdeckungen für viele Inseln 
und Meeresküsten der Erde anders geworden. Der Europäer hat rasch die 
letzten Reste vergangener Tiergeschlechter ausgerottet. Auch diese alten 
Formen weisen auf Abtrennung der Inseln in früheren geologischen Epochen 
hin. Aber Vorsicht ist bei diesen Untersuchungen geboten. 

Es sind besonders die großen flügellosen Vögel, die Kiwis von Hühnergröße 
und die von den Maoris ausgerotteten, aber in Skelettresten erhaltenen Riesen- 
vögel, Moas (Dinomis), die Neuseeland als Zufluchtsstätte solcher älteren Tier- 
formen kennzeichnen, ähnlich wie Madagaskar und die Maskarenen, wo man Reste 
eines straußartigen Riesenvogels (Aepyornis max.) gefunden hat. Wenn es sich be- 
st ä( igt, daß die Funde auf Neuseeland 11 verschiedenen Arten der Dinomis angehören, 
während alle andern Straußenarten je für sich ein weites Verbreitungsgebiet allein 
beanspruchen 74 ), so würde dies Neuseeland noch mehr zur Restinsel stempeln. Eben- 
so müßte der Nachweis, daß die gleichen flügellosen Vögel auf den kleinen Inseln 
im weiten Umkreis von Neuseeland wie den Auckland-, Chatam-, Norfolk- und Lord- 
Howe- Inseln vorkamen, unbedingt für den einstigen Landzusammenhang dieser 
Inseln mit Neuseeland sprechen. Noch ist dies aber nicht verbürgt 75 ) und zur weitern 
Bestätigung des Zusammenhangs jener Inseln mit Neuseeland bedarf es genauerer 
geologischer Durchforschung. 

Einteilung der Kontinentalinseln. Kehren wir zur geographischen 
Gruppierung der Inseln zurück, so mögen die unselbständigen Kontinen- 
talinseln uns von den Küsten auf das Meer hinausleiten. Es ist besonders 
die Kleinheit, die sie nur als untergeordnete Trabanten der Festlandsränder 
oder der größeren Inseln erscheinen läßt. Nur wenige überschreiten das Maß 
von 10000 ( i km . Daneben zeigt sich eine unmittelbare Abhängigkeit im Bau 
von dem nächst benachbarten Gelände. Zwar fehlen kleine Inseln 
auch unter den selbständigen Kontinentalinseln nicht, aber sie treten 
dann fast immer gesellig in der Form von Archipelen oder Inselkränzen auf, 
die deutlich zeigen, daß einst ein näherer Zusammenhang zwischen ihnen 
bestand. Und als Ganzes betrachtet weicht der Oberflächenbau einer Gruppe 
selbständiger Inseln ebenso wie der der größeren Kontinentalinseln von den 
Gegengestaden merklich ab. 



72 ) A. R. Wallace, Island Life, 319.— 73 ) Daselbst S. 373 ff. — 74 ) Diese 
Ansicht geht auf Cpt. Hut ton zurück (Trans. New Zealand Inst. VIIT, p. 79, 
vergl. Wallace, 449). — 75 ) Wallace (Island Life, 430) stellt es nur als Möglichkeit 
hin. daß man Reste jener flügellosen Vögel vielleicht noch finden könnte. Bis jetzt 
ist nichts derartiges gefunden. 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie 31 



isj Boofa II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Daa Festland. 

$ im». Die unselbstandlgei) Kontinentalinseln gliedern sich Leicht in 
ritliche Küsteninseln und küstennahe Flachseeinseln. 

1. Die Küsteninseln gehören der Gliederung desjenigen Küsten- 
striches ;m. vor welchem oder innerhalb welches Bis gelegen sind, und spiegeln 
die Kigenart dieser Husten wieder. Sa gihl daher unter ihnen junge und alte, 
eben entstehende und dem Erlöschen nahe, angegliederte und abgegliederte 

Bildungen je nach den an der Küste örtlich tätigen Vorgängen. 

\'<>i allein hahen die niedrigen Schwemmlandinseln ein veränder- 
liches Dasein, Bobald sie sich nicht an einen festeren Kern des Erdreichs an- 
schließen. Zuerst als Sand- oder Schlickhank aus dem .Meer auftauchend. 

durch Aufwehungen während »1er Khhe/.eit allmählich erhöht, besamen sie 
>ich. SO daß der Sand haftet und eine Schutzdüne entsteht. Es wandern von 
der nahen Küste manche Pflanzen und Tiere ein. der Mensch nutzt sie viel- 
leicht als Weideplätze aus. durch Deiche ihre Küsten schützend, bis eine 
gelegentliche Sturmflut alles wieder hinwegwäscht und sie jedes lebenden 
Wesens beraubt. Die friesischen Inseln unserer Nbrdseeküste sind Reste 
allmählich zerstückelten Dunenwalles (S. 174: vergl. Anm. 40 a ). an der 
einen Seite nieist mit einem Flecken von Marschboden bedacht. 

Unterdes gebuchteten Küsten sind es besonders die Fjord-. Rias- und 
Kanalküsten. die sich durch Inselreichtum auszeichnen. Stets stellen die 
Inseln in diesem Falle Erhebungen des nahe benachbarten Festlandrandes 
dar, in dessen Hohlformen das Meer eingedrungen ist. Sie sind also abge- 
gliederte Inseln, deren äußere Gestalt und Anordnung eng mit der Küsten- 
form zusammenhängt. 

Länglich sind die KLaaalinseln der dalmatischen Küste und ihr parallel 
iit. im 8. deutlich die Änderung des Streichens in mehr ostsüdöstlicher Rich- 
tung der Böhenzüge längs der Küste mitmachend (Taf. 23). — Die Riasinseln 
pflegen die vorspringenden Landzungen, die die Buchten einschließen, oft reihen- 
1, .riniu fortzusetzen oder als Reste ehemaliger Zwischenrippen vor den Buchten 
•zu lagern. Sie sind meist sehr klein. — Mehrere [nselhaufen, aus kleinen, niedrigen. 
glattgeschliffenen Felsenrücken bestehend, begleiten die Felsküsten einst vergletsoher- 
Qebiete unter dem Namen der Schären (S. 471). Danehen sind die Fjord- 
inseln unregelmäßige und oft sehr große Bruchstücke der Gehirgsabdachung, in 
«reiche die Fjorde eingeschnitten sind, von ganz verschiedener Größe, Gestalt und 
Anordnung, bald die ganze Kü-te in mehrfachen Reihen begleitend, bald sich in 
weiten Fjord mündungen anhäufend (Taf. 31). Enge und vielgewundene, aber tiefe 
und vor der Dünung geschützte .Meeresstraßen scheiden sie voneinander und vom 
Festland. 

2, « ii . i ennahe Flachseeinseln heben sich durch größere Aus- 
dehnung und weiteren Abstand von den Küsteninseln ab. erweisen sich aber 
nach ihrem Bodenbau und ihren Umrissen auch als unmittelbare Abkömm- 
linge des benachbarten Lande-, von dem sie meist nur durch Transgression 
das tiefere Stellen des Geländes überflutet hat, getrennt worden 
sind. 

unterscheiden sich Rügen und die Dänischen Inseln mit ihren Rund- 

bnchten und Eliffküsten im Osten und der zerfransten Innenseite in nichts vom 

tland Bornholm i~t die Fortsetzung des Horstes von Schonen, die 

übrigen Osteeeinseln sind paläozoische isolierte Tafeln von gleicher Zusammen- 

e benachbarten Landstriche. Lofoten und der Kranz von Felsen- 



§ üki. DnseJbetändqje Kontinentahnseln. — §191. Selbständige Kcmtmentalinseln. ts:; 

inseln im Nordwesten Schottlands stehen in nächster Beziehung zum Gebirgsbau 
der nahe gelegenen Küsten. 

Dieselbe Erscheinung küstennaher Flachseeinseln fehlt auch nicht 
am Hände von Ingressionsrneeren, wo die trennenden Meeresgassen wohl 
oft auf Bruchlinien zurückzuführen sind. Zahlreiche Inselchen, die doch der 
Küstengliederung nicht angehören, würden durch eine unbedeutende Senkung 
des Meeresspiegels sofort wieder landfest werden tmd sich als Zubehör benach- 
barter Festländer oder größerer Inseln erweisen. 

Sir treten bald hinnenständig wie die durch seichte Meeresstraßen von 
dem Hauptkörper getrennten Inseln Shikoku und Kiushiu in Japan auf, bald 
endständig wie im Lusiaden-Archipel an der Südostspitze Neuguineas (Tai. 40), 
bald seitenständig wie längs der Außenseite Sumatras, wo sie teilweise durch 
etwas tiefere Meeresstraßen von der Hauptinsel getrennt sind (Taf. 39). Wir rechnen 
hierzu auch die Mehrzahl der Inseln des Griechischen Archipels, namentlich die der 
kleinasiatischen Küste. Sie erheben sich sämtlich auf seichten Bänken, die halb- 
inselartig vorspringen oder einzelne Buchten ausfüllen (Taf. 26). Desgleichen bilden 
die Inselhorste der Kykladen in doppelten Reihen die Fortsetzung von Euböa 
und Attika. teilweise durch etwas tiefere Rinnen voneinander geschieden. 

§ 191. ' Die selbständigen Kontinentalinseln sind durchweg von Ge- 
birgserhebungen durchzogen. Sie entbehren zwar nicht ganz flacher Gebiete, 
wie Irland und England und besonders Sumatra und Börneo solche besitzen, 
aber der Gebirgsbau gibt ihrer Oberfläche doch den eigentlichen Charakter. 
Hiernach lassen sich die meisten Unterscheidungen, die bei Gebirgen und 
Küsten maßgebend waren, auch auf die Inseln anwenden und selbst mit ihrer 
Lage verknüpfen. 

1. Als Längsinseln haben alsdann solche zu gelten, deren Körper 
aus dem System eines Faltenzuges derart herausgeschnitten 
ist, daß die Streichungsrichtung mit der Längsachse der Inseln übereinstimmt. 
Es sind also im allgemeinen Faltenschollen. Dies weist uns sofort auf die beiden 
großen Faltengürtel der Erde hin, denen zugleich die großen Inselbogen an- 
gehören. 

Es entspricht der geschlossenen Form der inselarmen westamerika- 
nischen Küste, daß die einzigen Kontinentalinseln dort nur in den höheren 
Breiten vorkommen und hier durch enge Fjordstraßen vom Mutterkörper 
losgelöst sind; man kann im Zweifel sein, ob man Feuerland und Van- 
couver — diese echt binnenständigen Inseln — nicht geradezu der 
Küstengliederung zurechnen soll. Randständig sind dagegen alle übrigen 
Längsinseln. 

Der Kranz der Antillen bezeichnet den Nordrand Südamerikas, dem sich 
die Halbinsel Florida als ursprünglich fremdartiges Gebüde erst im Laufe der jüngsten 
Erdepoche genähert hat. — Sizilien, die Ionischen Inseln, Kreta und Rho- 
dos sind ebenso randständige Längsinseln, wenn wir sie jeweüig im Faltenzuge be- 
trachten, dem sie angehören. Auch Cypern ist Längsinsel. Mit den Andamanen, 
die geologisch und faunistisch dem Festland von Arakan nahe stehen, beginnen 
dann die asiatischen Inselgirlanden, die zum weitaus größten Teil aus Längs- 
schollen bestehen. Ob hierbei das inselbegleitete Sumatra ein wenig mehr auf dem 
asiatischen Festlandssockel ruht als das an den Saum gerückte Java (Taf. 39), kann 
keinen Unterschied bedingen. Bis unsere Kenntnisse über den Bau der einzelnen 
Molukken und Philippinen vervollständigt sind, lassen sich auch diese Archi- 
pele als einzelne Systeme von bogenförmig geordneten Längsmseln ansehen, die 

31* 



<M Buch IL Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Festland. 

den Gebirgen E^orneos und Oelebes ausstrahlend die Ränder tiefer Ingressions- 
d krönen. — Als randstandjge Langsinseln fassen wir in gleioher Weise Neu- 
guinea, Neukaledonien, Neuseeland auf, Salomonen und Neuhebriden 
scblieflen sich als äußerster Kraus der australisches Kontinentalinseln an. Noch 
wir Dicht, wie \''U|M>mnuTu sich m dies System eingliedert. 

Da <lir Mehrxahl der Soeben aufgezählten Inseln den großen Bruch - 
• 1. -i Bürde angehören, bo isl «'s nicht verwunderlich, «laß sich 
sowohl einzelne vulkanische Inseln zwischen sie gesellen, als daß vulkani- 
Bche Tätigkeit auf vielen zu mäohtiger Entfaltung kommt (S. 415). 
Auf keiner mehr als auf .lav.i. »las aeben zahlreichen Vulkangipfeln weite 
vulkanische Decken trügt. A.ber diese Doppelreihe von Vulkanen ist einem 
tertiären Sohichtensystem aufgesetzt, untei dem man auch die älteren 
Schiefei Sumatras wiedergefunden hat. — Außerhalb der jungen Falten- 
gebirge durfte nur Nowaja Semlja als echte Längsinsel angesprochen 
werden, da sie die Fortsetzung des Uralzuges ist 76 ). 

2. Vereinzeil sind im allgemeinen die Querinseln und meist von 
verwickeiteren Umrissen. 

sie fehlen an Kreuzungspunkten der Enselgirlanden nicht ganz, wie denn 
Mindan. i<>. die BÜdliohste der Philippinen, und Jeso, die nördlichste der Japa- 
nischen Inseln (Taf. .'{'.)). als solche aufgefaßt weiden könnten. Diese bestehen eben- 
so wie Neufundland aus einem System paralleler Falten. — Auch Sardinien 
und Korsika können mehr als Querhorste gelten, weil ihre Längsküsten eine Reihe 
der Falten schräg abzuschneiden scheinen. Tasmanien reihen wir gleichfalls hier 
»in. da dessen Faltenzüge nordnordwestlich streichend sich zwar in den kleinen In- 
seln der seichten Baß Straße, aber nicht auf dem Festland unmittelbar fortsetzen. 

3. Die Scholleninseln. Wie an Küsteninseln, so sind die großen 
»las Meer erreichenden Tafelländer Indo-Afrikas auch arm an Kontinental- 
Inseln. 

Als größter Inselhorst begleitet Madagaskar Südafrika mit vollkommen 
selbständigem Gebirgssystem. Und als einzige größere Tafelscholleninsel von ähn- 
lichem Bau wie das benachbarte Südindien ist Ceylon 77 ) zu nennen, vom Gegen- 
de aus durch die fast zugeschwemmte Palk-Straße getrennt, nach außen mit 
steilem Abfall zur Tiefsee. — Einen Archipel von steilwandigen Scholleninseln bilden 
die arktischen Inseln Nordamerikas. 

§ 192. Kontinentale Restinseln. Da alle kontinentalen Inseln einem 
Landverlusi ihre Loslösung von den Festländern verdanken, so ist es ver- 
bindlich, daß beim Untertauchen größerer Landmassen hier und da weit 
entfernte Reste übrig bleiben können, die uns noch schwache Zeugen der 
einstigen Ausdehnung jener sind. Diese Restinseln verraten ihre konti- 
nentale Abkunft oft nur durch geringe Spuren kristallinischer oder sedimen- 
teil ie; aber selbst wenn sie vorzugsweise aus solchen bestehen, läßt 
sich ihr Bau mit den nächst benachbarten Festländern nicht leicht in Zu- 
sammenhang bringen. Es ist daher von besonderer Bedeutung, alle Inselchen 
in ihrem Umkreis zu untersuchen, um Bindeglieder für die verschwundenen 
Landflachen zu finden. 

78 ) E. Sueß. Antlitz der Erde, I, 644; A. Wichmann, Zur Geol. von No- 
Ija (Zeitschr. d. deutschen Geol. Ges., 1886, 516, u. Pet. Mitt. 1887, LB. 
71), weist jedoch auf Abweichungen im Bau der Insel von dem des Ural hin. — 
") F. Hahn. Inselstudien, 1883 (Anm. 68), 90. 



§ 192. Kontinentale Restinseln. — § 193. Ozeanische Vulkaninseln. 485 

Als Restinseln können Spitzbergen nebst Franz-Joseph-Land gelten, 
das zugehörige Land erstreckte sich mindestens über die Bäreninsel, vielleicht bis 
an die norwegischen Küsten 78 ). — Auch die Falkland-Inseln sind als solche be- 
zeichnet, obwohl sie noch auf dem Sockel Südamerikas stehen (Taf. 44) und ihre 
Fauna fast ganz mit derjenigen Patagoniens übereinstimmt. Aber aus gefalteten 
paläozoischen Schichten bestehend, erinnert — so weit wir es heute beurteilen können 
— nach dieser Seite nichts an den benachbarten Kontinent. Auch mit der aus Ur- 
tonschiefer gebildeten Insel Südgeorgien 79 ) lassen sie sich nicht in Verbindung 
bringen. — Ebenso wenig steht fest, in welchen Beziehungen das aus Grünsteinen 
und Tonschiefer unter mächtigen vulkanischen Aufschüttungen hervortretende 
Grundgebirge der Kanarischen Inseln 80 ) zu dem benachbarten afrikanischen 
Kontinent steht. — Durch größere Meerestiefen süid die Kapverdischen Inseln 
vom Festland geschieden, an denen man Schiefer und geschichtete Kalke gefunden 
hat, die sie mit Afrika in Verbindung bringen 81 ). — Die ganz granitischen Seychellen 
stehen aus großer Meerestiefe aufsteigend isoliert im NO. von Madagaskar. — Gehen 
wir an den Ostrand der australischen Inselkränze, so deuten die Funde alter massiger 
Gesteine und kristallinischer Schiefer auf den Fidschi-Inseln an 82 ), daß hier, 
wenigstens auf Viti-Levu. alte kontinentale Reste vorhanden sind. Endlich hat 
man auf den Palau -Inseln, im 0. der Philippinen, Granite mit Diabas gefunden. 
Auch die Inselchen im 0. und S. von Neuseeland zeigen Spuren von sedimentären 
Gesteinen 83 ). 

§ 193. Ozeanische Vulkaninseln 84 ). Seit langem hat man die in den 
Ozeanen verstreuten Inseln in hohe und niedrige eingeteilt, jenen einen vul- 
kanischen Ursprung zuschreibend, diese als Koralleninseln bezeich- 
nend. Seit man mit Sicherheit gehobene Koralleninseln festgestellt hat, läßt 
sich dieser Gegensatz nicht mehr streng aufrecht erhalten, er ist aber im all- 
gemeinen richtig. 

Als echte Vulkaninseln wird man nur diejenigen ansehen dürfen, 
deren Körper ausschließlich aus jungeruptiven Massen aufgeschüttet ist. 
Es scheiden daher viele Inseln aus dieser Abteilung aus, welche man früher, 
des Reichtums vulkanischer Aufsätze wegen, hinzurechnete, wie z. B. Java 
und die Philippinen oder die kleinen Antillen und die Kanarien, obwohl die 
Berge der letzteren fast allein Vulkangipfeln entsprechen und einzelne Inseln 
echte Vulkaninseln sind. 

Zwei Typen treten uns entgegen, Vulkan berginseln und Vulkan - 
deckeninseln. Der Umriß der ersteren entspricht im allgemeinen der Höhen- 
kurve, die sich im Meeresspiegel um einen einzelnen Vulkangipfel oder eine 
Gruppe miteinander verwachsener Vulkanberge legt. Die unterseeischen 
Abhänge der oft aus größter Meerestiefe aufsteigenden Vulkaninseln gleichen 
ihrem Gefälle nach im allgemeinen denjenigen subaerischer Vulkanberge. 
Unterhalb des Meeresspiegels 10 — 12° und mehr erreichend, nimmt der 
Böschungswinkel später bis auf 7 — 8° ab 85 ). Erreichen die unterseeisch sich 
aufschüttenden Vulkane nur mit dem Aschenkegel die Meeresoberfläche, 
so sind sie vergänglichen Daseins und werden von den Meereswellen rasch 

78 ) Sueß, Antl. d. Erde II, 72 u. 83 ff. — 79 ) H. Will, Südgeorgien (Bremer 
Geogr. Blätter VII, 1883. 120).— so ) K. v. Fritsch, Canarische Inseln (Pet. Mitt., 
Erg. -Heft Nr. 22, 1868, passim). — 81 ) Dölter, Die Vulkane der Capverden, Graz 
1883. — 82 ) A. Wichmann. Petrographie d. Viti-Archipels (Tschermaks mmera- 
log. Mitt. V, 1883).— 83 ) Hahn, Inselstudien, 104.— 84 ) Vergl. hierzu Taf. 9—14 
v. Berghaus, Phys. Atlas. — 85 ) S. Dietrich, Die Böschungsverhältnisse des 
Sockels ozeanischer Inseln (V. Jahresber. d. Geogr. Ges.. Greifswald 1892). 



186 Buch 11. Pfayaütabsohs Geographie. Kapitel II. Das Festland. 

friedet fortgespült, (Inse] Ferdinande*, «In- 1831 in der Straße von Tunis 
auftauchte**). Kraterinseln entstellen, wenn die Auischüttungstätigkeit 
eines Eruptionsvulkans bald nach Überschreitung des Meeresspiegels endigte 
und Teile des Kt at et t andes einstürzten, wie dies in gewissem Sinn die nicht 
lein vulkanische Insel Santorin hu Griechisches Archipel (Durchmesser 
15**, Tai. 86) seigl Regelmäßig gerundete Vulkanberginseln von 

betrachtlicher Hohe sind Reunion südöstlich von Madagaskar (Tat IIa) 
und die Doppelinse] Tahiti, deren größter Vulkanberg (2200 m , Taf. 40) 
einen Durchmesse! von ;iO' Vl " gleich dem des Ätna hat. — Vul ka n iii mpfe, 
hei denen die Kiosiun das massive Skelett des Berges bloßgelegt hat. wie bei 
\ ension (869 m ) im Atlantisehen Ozean und St. Helena (824"M. deuten 
ein höheres Altei der Bildungen an. 

Die ozeanischen Inseln des Atlantischen Ozeans nördlich des 4(i n s. Br. sind 
mit Ausnahme der Bermudas Inseln rein oder ganz vorwiegend Vulkaninseln; unter 
diesen bilden die Guineainseln eine vom Festland südwestlich verlaufende Reihe. 
Wenn unter diesen Fernando Poo durch einen Reichtum von Säugetieren aus- 
gezeichnet ist. der den anderen fehlt, so erklärt sich dies aus der unterseeischen Bank, 
auf der diese Insel unweit der Küste ruht. Sie muß ehedem Zusammenhang mit 
dein Festland gehabt haben. — Im Indischen Ozean sind die zerstreuten südlichen 
Inseln, daneben die in Reihen geordneten Komoren und .Maskarenen (mit dem 
früher fälschlich für eine granitisohe Restinsel gehaltenen 88 ) Rodriguez) vulkanisch, 
ebenso die kleinen Inseln im Süden St. Paul und Neu- Amsterdam. — Unter 
den zahlreichen echten Vulkaninseln im Bereich des ostasiatischen Inselbogens heben 
wir die Doppelbogen, die sich um den Osten der Banda-See ziehen 89 ), die Gewürz- 
inseln im W. Balmaheras, die Kurilen und Aleuten hervor, die wenigstens größten- 
teüfl aus eruptiven Gesteinen bestehen. — Auch im Großen Ozean (Taf. 40), wo die 
hohen Inseln an Zahl beträchtlich gegen die Korallen-Inseln zurückstehen, lassen 
sich die Vulkaninseln meist in gebogenen Reihen ordnen, die freilich hier und da 
große Lücken zeigen und andere Inseln einschließen 90 ). Zunächst zieht ein solcher 
mehr meridionalcr Kranz von den Bonin-Inseln über die Marianen und das 
(meist zu den Karolinen gerechnete) Yap (.Tab) nach den Palau- Inseln (Taf. 40), 
gleichsam ein äußeres asiatisches Randmeer gegen Osten abgrenzend. — Unter dem 
nach 0. sich abzweigenden Schwärm der Carolinen sind nur Ruck, Ponape und 
Cnssaie Vulkaninseln. — Von dem äußeren australischen Inselkranz absehend, 
begegnen wir erst im Norden der Fidschi-Inseln wieder solchen, nämlich in der Sa- 
moa-Reihe bis Kotuina im Westen und in ganz abweichender nordnordöstlicher 
Richtung der inneren Reihe der Tonga-Inseln (Tofua usw.). — Der Südosten der 
pazifischen Inselwelt zeigt drei nach Nordwesten auseinander laufende Reihen, ein- 
mal unter den Cook- und Tu buai- Inseln, dann die Gesellschaftsgruppe, süd- 
östhefa bis Mangarewa und Pitcaim reichend, und endlich die Marquesas Inseln. 
— Zu großartigster Entfaltung kommt dann die vatikanische Tätigkeit auf den Ha- 
waii- Inseln. — Endlieh sind die zerstreuten Inseln im Westen Amerikas (Taf. 44) 
hinzuzurechnen, 

2. Ob wirklich deckenförmige Ausbreitung eruptiver Massen bei den 
aus großer Tiefe aufsteigenden ozeanischen Inseln auftritt, ist nicht bekannt. 
Hauptveitietei dieser Gattung von Vulkandeckeninseln sind die Färöer 
und Island, beide sich auf einem unterseeischen Plateau von v weniger als 
1000 m Tiefe erhebend. Bei beiden haben bereits die Ergüsse und Tuffbildungen 

86 ) Th. Fi -eher, in Länderk. von Europa, II, 2, 1893, 321. — 87 ) Pet. 
Mut. 1886, Taf. 8, 1:47000. — 88 ) Pet. Mitt. 1880, 285, die Insel Rodriguez. — 
»•) Stieß, Antlitz. III i, 21)7. — 90 ) G. Gerland, Vulkanistische Studien (Beitr. z. 

i.hy.-ik II. 18^5. 35) zählt ca. 75 vulkanische Inseln in den Archipelen des Großen 

ms auf (ohne Bonin-Inseln). 



§ 193. Die ozeanischen Vulkaninscln. — § 194. Dir Koralleninseln. 487 

in tertiären Zeiten begonnen. Aber während die vulkanische Tätigkeit auf 
den Färöer längst erstorben ist, häufen riesige Vulkane noch heute Massen 
auf die große Insel Island, auf der mau ältere sedimentäre Gesteine bisher 
nicht gefunden hat 91 ). Auf der südlichen Halbkugel gehören die Kevguelen 92 ) 
(50° S. B., Taf. 6) hierher. 

§ 194. Die Koralleninseln 93 ). Da die ein Kalkgerüst ausscheidenden, 
gesellig zu mächtigen Stöcken vereinigten Korallentiere nur in einem salz- 
reichen und nicht zu kalten Wasser zu leben vermögen, so sind sie auf die 
tropischen Meere und die obersten Wasserschichten beschränkt. Man begegnet 
den riffbauenden Korallen im allgemeinen nur in den Meeren, in denen die 
Wassertemperatur auch im kältesten Monat nicht unter 20 ° C sinkt, und es 
scheint, daß sie bereits in 40 — 50 m Tiefe absterben 94 ). Wenn somit der Gürtel 
ihrer Verbreitung annähernd von 30° S. Br. bis 30° N. Br. reicht, so zeigen die 
Grenzen desselben doch an den kälteren Westküsten Afrikas und Amerikas 
starke Einschnürungen. Die kalten Meeresströmungen und Auftriebgewässer 
(Taf. 8) halten diese Küsten von Riffbildungen frei 95 ). Andererseits ermöglicht 
der Golfstrom in seinen wärmeren Gewässern ihr Vorkommen noch auf den in 
32 ° N liegenden Bermudas-Inseln, wo die Meerestemperatur im Frühjahr 
auf 16 — 17 ° C herabsinkt 96 ). Man weiß jetzt, daß die Korallentiere nur das 
eigentliche Gerüst der Riffe bauen, während andere kalkausscheidende Meeres- 
organismen wie besonders Kalkalgen und Foraminiferen zur größeren Masse 
des Gesteinsmaterials beitragen, die Poren der Korallenstöcke ausfüllend 
und sie verkittend. Zahlreiche andere Schalentiere siedeln sich dann an den 
Stöcken an und verleihen dem Bau größere Festigkeit. Doch scheint der 
eigentliche Korallenkalk erst unter dem Einfluß der Atmosphärilien den 
Grad von Härte zu gewinnen, den man an trocken gelegten und gehobenen 
Partien, namentlich der Küsten, beobachtet, wo er meist als ein fast ganz 
fossilleeres gleichartiges Kalkgestein erscheint 97 ). 

Über die Saum- und Wallriffe ist schon gesprochen (S. 475). Wie ein- 
zelne kontinentale Küsten, so werden im Korallengürte] auch die meisten 

91 ) Th. Thoroddsen, Island, Grundriß d. Geographie und Geologie (Erg.- 
Heft 152 u. 153 zu Pet. Mitt. 1906). — 92 ) Stielers Handatlas, Taf. 6, 1 : 2000000. 
— 93 ) Die Hauptwerke verbleihen noch immer Ch. Darwin, Bau und Verbreitung 
der Korallenriffe (1842, neueste Ausgabe London 1890), deutsch nach der 2. Aufl.. 
Stuttg. 1876, und Dana, On Corals and Coral Islands, 1872. Die durch Semper, 
Rein (Verh. d. II. D. Geogr. -Tages 1881, 29 — 46), Murray, Guppy und andere er- 
hobenen Einwürfe gegen die Darwinsche Theorie der Riffbildungen sind eingehend 
von R. Langenbeck erörtert (Die Theorien über die Entstehung der Koralleninseln 
und Riffe, Leipzig 1890). Vergl. auch Penck, Morph. II, 843 ff. Die zahlreichen 
neuern Forschungen auf diesem Gebiete besprach R. Langenbeck kritisch in der 
Geogr. Zeitschr. III. 1897 u. XIII, 1907, 24—44 u. 92—111. — Eine Karte der Ver- 
breitung in 5 Blatt in dem großen Maßstabe 1: 10000000 gab L. Joubin heraus; 
Carte des bancs et recifs de Coraux (Madrepores); (Annales de l'Institut oceano- 
graphique, IV, Nr. 2, Paris 1912; das Blatt von 110 — 180° O. mit kurzem Text in 
Annales de Geographice XXI, 1912). — 94 ) Neuerdings' bestätigt durch die um- 
fassenden Untersuchungen von A. Agassiz, der 30 m als die normale untere Lebens- 
grenze annimmt (The coral Reefs in the tropical Pacific, 1903, 27). — 95 ) Wenn 
Bergbaus, Phys. Atlas, Taf. 19, eine abweichende Grenzzeichnung der Verbreitung, 
wonach Korallenriffe auch an der Westküste Zentralamerikas und an Einzelpunkten 
Westafrikas vorkommen sollen, gibt, so entspricht dies einer verschiedenen Auf- 
fassung des Riffbegriffes. Außer bei Clipperton-Insel (Atoll-Insel) finden sich nur 
Spuren von Riffbildungen an den Küsten der Galäpagos-Inseln. — 96 ) Vergl. 
Langenbeck, Geogr. Zeitschr. III, 1897, 527. — 97 ) Ebenda XIII, 1907. 32. 



L88 Buch II E*hysikahsche (Geographie. Kapitel II. Das Festland 

vulkanischen Inseln tob solchen umsäumt. A.ber es finden sich dort und 
besonders im Indischen Ozean auch ausschließlich Inseln, die aus Korallen- 
k;ilk in der soeben beschrieoenen Zusammensetzung aufgebaut sind. Ihrer 
Entstehung nach Bind Korallenriffe und Koralleninseln nicht 
verschieden. Das Gedeihen der riffbildenden Organismerj bangt in erster 
Linie von der Nahrungszufuhr ab. Die Riffe wachsen daher im Bereich nicht. 
tarkei Strömungen und längs der Windseite der Inseln kräftiger, während 
u mächtige] Wogenanprall ihr Wachstum bemmt. Sobald die lebenden 
Korallen die Oberfläche des Meeres erreicht haben, sterben sie ab; dasselbe 
gih von den Stellen des Strandes, an welchen Bäche und Flüsse münden und 
das Wassei aussüßen. Die Wogen schleudern am Strande abgescheuerten 
Kalksand und ganze Block.' auf jene Fläche, bis sie dauernd die Fluthöhe 
abersteigt und sich nun mit den von den Meeresströmungen, dem Wind oder 
den Vögeln herbeigeführten Samen begrünen kann. J)ie Mehrzahl der K<>- 
lallemnseln tritt in der Form der Atolle oder Laguneninseln auf, worunter 
man einen mehr oder weniger geschlossenen Kranz von trockengelegtem Ko- 
rallenboden versteht, der nach außen nieist steiler abfällt, nach innen eine 
flache Lagune ruhigen Wassers von selten mehr als 80 — l^O™ Tiefe enthält 
(Tal. l<>. Makemo). 

Je nachdem man die z. T. völlig geschlossene Lagune als Teil der Insel be- 
ti.uhtit oder nicht, wild man für die Flächengröße der Korallcninseln sehr ver- 
schiedene Werte erhalten. Die englischen Seekarten größten .Maßstabes ermöglichen 
jedoch, die wirklich bewohnbaren Landstückchen, die eine Atollinsel ausmachen, 
EU bestimmen. Die 70 kleineu l'aumotu-lusclu (Taf. 40), früher zu 6500 "ü™ an- 
genommen, hahcii tatsächlich kaum 1000 n km trockene Landfläche; sie sind also 
durchschnittlich nur 10 — lä'i^'» groß 98 ). 

Die Erklärung der Entstehung der Koralleninseln und -rille 
bietet insofern Schwierigkeit, als sie meist mit steiler Böschung aus großen 
Tiefen von 4 — 5000 m aufsteigen, während ihre Erbauer nur in einer Zone 
von 30 — 40 m , höchstens wohl 80 m unter dem Meeresspiegel leben können. 
Von dem Ccdanken ausgehend, daß nur bei langsamer Senkung des lnsel- 
Bockelfl die Korallen die Möglichkeit besitzen, ihre Bauten weiter nach oben 
zu führen, stellte Charles Darwin die Theorie auf, daß alle Atolle als Strand- 
riffe rings um eine [nsel beginnen, wie beispielsweise die Vulkangipfel untei 
den Karolinen von solchen umkränzt sind (S. 486). Ein Sinken des Meeres- 
bodens bedingt, so schloß er, daß das Strandriff nach außen dem Wellen- 
Bchlag entgegen wachsend sich in ein Wallriff verwandelt, und wenn beim 
weiteren Sinken der zentrale Landkern ganz untertaucht, tritt an seine Stelle 
die vom Wallriffe umkränzte Lagune. Wo also Atolle gesellig auftreten 
wie voi allem im Großen Ozean und im Indischen wären große Senkungs- 
Eelder anzunehmen. 

Indessen diese einfache Theorie erklärt nicht das gleichzeitige Auf- 
treten von Wall- und Atollriffen im nämlichen Gebiete, ebenso nicht die stets 
gerinne Tiefe der Lagune, die im offenbaren Widerstreit gegen die steile Außen - 
böschung steht. Dazu kommt, daß zwischen jenen Atollinseln sich solche 
finden, <lie imbedingt als gehobene Koralleninseln 99 ) zu betrachten sind, 

»•) H. Wagner in Bevölk. der Erde, VI, Gotha 1880, 49 u. 57. — »•) Auf- 
gezählt lK-i (',. Gerland, Vulkanistische Studien I. (Beitr. f. Geophysik II, 
1895, 58), neuere Angaben bei Langcnbeck, G. Z. XTTI, 1907. 



g 194. Die Koralleninseln. — § 195. Die Meeresstraßen. 489 

weil 50 m , 60 m , 100 m , ja bis zu 300 m hoch echte Korallenkalkmassen, nicht 
etwa nur lose Trümmer, über dem Meeresspiegel lagern. Daß andererseits 
in vielen Fällen Senkung des Bodens im Sinne Darwins Anlaß zu mächtigerem 
Aufbau der Korallenbauten geboten hat, geht unzweideutig aus den neuer- 
dings ausgeführten Bohrungen auf einzelnen Inseln hervor, wonach bis über 
330 m nur lockere oder festere Korallenkalkmasse durchsenkt ist 100 ). 

Man hat die Erklärung dieser Erscheinungen auf die verschiedenste 
Weise versucht. Teils hat man auf das ungleiche Wachstuni der Stöcke im 
wellenbewegten Außenrand und im trüben Innern hingewiesen, dabei der 
Erosion durch die Gezeitenströmungen die innere Lagunenbildung zuschreibend. 
Vor allem aber hat man den Beginn der Atollriffe auf unterseeische Vulkan- 
gipfel oder anderweitige Untiefen des Meeres verlegt, wie sie z. B. die Bänke 
darstellen, auf denen sich die Bahamas erheben. Daß die weiten Korallen- 
zonen reich an vulkanischen Aufschüttungen sein müssen, darf aus der großen 
Verbreitung von Bimsteinen und anderen Auswurfstoffen am Grunde des 
Meeres geschlossen werden. Auch kann das reihenförmige Auftreten der 
meisten Koralleninseln damit in Verbindung gebracht werden. Ein Sinken 
solcher vulkanischer Sockel, das dem Wachstum der Korallen nach oben 
Baum schafft, ließe sich in Einzelfällen auf ein Einsacken der aufgeschütteten 
Massen wohl zurückführen 101 ), aber die gehobenen Korallenriffe werden 
dadurch nicht erklärt. So handelt es sich .also um die viel umstrittene Frage 
der gegenseitigen Beziehungen von Hebungen und Senkungen auf kleineren 
oder größeren Gebieten der Eidoberfläche. Solange aber die Unterschiede 
der als gehoben betrachteten Inseln und der gesenkten sich in den engen 
Grenzen der Strand Verschiebungen, also von wenigen Dutzend Metern oder 
etwas mehr bewegen, wird die Vorstellung von Biegungen oder Faltungen 
des Meeresbodens bezw. der Inselsockel im weitern Sinne immer noch die 
naheliegendste sein. Man will jedoch neuerdings auf weiten Strecken des 
Stillen Ozeans junge Strandlinien in etwa 2 — 6 m Höhe auf den einzelnen 
Inseln festgestellt haben und glaubt diese negative Strandverschiebung auf 
eine allgemeine Senkung des Meeresspiegels zurückführen zu sollen. ( ?) 

§ 195. Die Meeresstraßen 102 ). Die Anordnung der Landmassen der 
Erde um den Nordpol herum bedingt in Verbindung mit der großen Zahl 
kontinentaler, also unweit der Festlandsränder liegenden Inseln und mit 
dem gesellschaftlichen Auftreten der meisten Inseln in Reihen und Gruppen 
eine häufige Annäherung der Gegengestade. Man bezeichnet die Stellen solcher 
Annäherung als Meeresstraßen, wiewohl dieser Begriff streng genommen 
einen Parallelismus der gegenüberliegenden Küsten voraussetzt. 

10 °) G. Z. XIII, 1907, 93—95; die wichtigsten Bohrungen fanden auf Funafuti 
(9° S. Br., Ellice Gruppe) statt. — 101 ) Gerland (s. Anm. 99) nimmt überhaupt 
nicht eine Bewegung des Meeresbodens oder Seespiegels in den Korallenzonen an, 
sondern, was an sich ziemlich unwahrscheinlich, nur der einzelnen Inselsockel. — 
10 -) Die Meeresstraßen sind von Seiten der Ozeanographen gelegentlich wohl 
als Zugänge zu den Binnenmeeren in Betracht gezogen worden, jedoch erst 
neuerdings nach ihrem Bau auch von Morphologen. Es fehlt freilich noch sehr 
an Einzeluntersuchungen über Bau und Entstehung vieler Meeresstraßen. Die obige 
Einteilung schließt sich teilweise an Penck, Morph. II. 596 ff., an. Vergl. auch 
Krümmel, Ozeanographie I, 1907, 46 — 49. Richthofen berührt die Meeres- 
straßen nicht. 



km 




km 


3*a 


Nordkanal . . . 


. ao„ 


4.o : 


Belle- Ish Straß«' . 


• -'".o 


".0 


Sunda- Strafie . . 




14.o 


Dover-Calais"*) . 


. 31„ 


1 5,o 


Bab-el-Mandeb . 


. 37„ 



Buch 11. Physikalische Geographie. — Kapitel n. Das Pestland. 

1. I>a- Altertum kannte bei dei raiinilnhen Beschränkung Beiner 
Kenntnisse auf «las Mittelmeer und dei Bevorzugung «1er Küstenschiffahrt 
mir den Begriff dei Meerenge, bezeichnenderweise sie nach dem Vor- 
walten einer dentlieli ausgeprägten Strömung Enjripus oder Fretum, d. h. 
die Strömung benennend. 

In dei T->i gibt es denn, die niobi breiter ala ein Klußtal .sind. Indessen wird 
nah ans drin absohlten Wert der Breite allem kaum eine Scheidung zwischen Mccr- 
und sfeeieaalrafie ableiten lasten. Die engste Stelle, nicht die mittlere Breite, 
der bekanntesten Meerengen beträgl etwa: 

Im 

onu 0,| Strafie \. Messina . . 

Kleiner Bell .... 0* ' Strafie v. Kertscfa . . 
Dardanellen .... -.„ Straße v. Bonüaeio 

3t kße. . 2* Straße v. Gibraltar 10 *) 
D&nisoher Sund . . :?. n Malakka-Straße . . . 

Großer Belt 16, 

Demgegenüber hat die spatere Zeil auch weit größere Abstände der Gegen- 
de mit dem Namen der Bfeeresstrafien belegt, wie aus folgender Übersicht her* 

vorgellt : 

km km km 

Straße v. Ormus . . o."> Hudson- Strafie .... 110 Yucatan- Straße . . i'iki 

Stxaßev. Otranto 105 ) 71 Straß.- von Tunis . . . ltd Florida- Straße . . 200 

3t Georgs-Kanal . . 71 Fnkien-Straße .... 140 Dänemark-Straße . i'.'io 

Bering-Strafle . . . 92 Korea Straße 160 Davis-Straße ... 350 

Unter den genannten entspricht die Mehrzahl dem obigen strengem 

Begriff der Meeresst raßen. Größere Meerestore, wie man die kaum breitem 
Lücken zwischen den Landpfeilern bezeichnen könnte, die zwischen Island- 
Färöer-Schottland-Norwegen und wieder zwischen Nordkap-Bäreninsel- 
Spitsbergen die Zugänge zum Europäischen Nordmeer bilden, haben daher 
bislang besondere Namen nicht erhalten. 

Meerespförten. Einzelne Sprachen bedienen sich des Ausdrucks 
Toi oder Pforte. Jedoch müßte bei Einführung des Begriffs der Meeres- 
pforte dieser logisch den wenigen engern Lücken in der Umwallung einzelne) 
Bfeeresbecken vorbehalten bleiben, welche auf weithin den einzigen 7a\- 
gang zum benachbarten Meer darstellen, also den Lücken zwischen rein 
kontinentalen Kosten. 

Als Meerespforten in diesem Sinn könnten daher nur gelten die Pforten von 
Kertsch, Konstantinopel, Gibraltar, das Bab-el-Mandeb (Tor der Tränen) 
als Eingang zum Roten Meer, ferner von Ormus und die Bering-Straße. 

2. Die morphologische Gruppierung der Meeresstraßen geht jedoch 
mehr von der Betrachtung der Küstenstrecken selbst aus, welche als Gegen- 

bade den Pforten oder Straßen zur Einrahmung dienen. Entsprechend 
der Unterscheidung von Längs- und Querküsten usw. lassen sich danach 
die gleichen Gattungen unter den Meeresstraßen aufstellen. 

Ale Laim-i raßen können nur die gelten, deren umrahmende Gegen- 
tade beiderseits Längsküsten sind. Sie sind selten und von Küsten- 



108 ) Strelbitzkys Angabe (La superficie de l'Europe, 1882, 219) von 32 km 
beruht augenscheinlich auf einem einfachen Versehen. — 104 ) Ebenso ist Strel- 
hitzkys Angabe von 40. k» unhaltbar. — 106 ) Strelbitzky gibt 50 km an ( ?). 



>; 195. Die MearesstraSen. 4!tl 

straßen abgesehen kaum irgendwo von ganz gleichartige)] Ufern begleitet. 
Sie liegen an den Stellen gegenseitiger Annäherung von mehr oder weniger 
parallelen oder bogenförmigen Faltenzügen. 

Als Längsstraßen sind hiernach diejenige von Ütranto am Ausgang des 
Adriatisehen Meeres, ferner in Ostasien die von Malakka, Fukien und Korea 
nebst dem Tatarischen Sund (bei Sachalin in Ostasien, Taf. 35) anzusehen, viel- 
leicht auch die Davis- Straße 108 ), ebenso die Straße von Ormus 107 ). 

Weit zahlreicher sind begreiflicherweise die Querstraßen, auf deren 
Vorhandensein ja zumeist die Auflösung zahlreicher Faltenzüge in Insel- 
ketten und -kränze beruht. Überall, wo die Meeresstraße quer durch die 
( Jebirgserhebungen der sie begleitenden Küsten zieht, haben wir es mit einer 
Querstraße zu tun. Die eigentlichen Umrisse der Straße selbst zeigen dem- 
gemäß sehr verschiedenartige Gestalt. Die Kenntnis des inneren Baus der 
Umrandung ist also zu dieser Unterscheidung vonnöten. Die meisten der 
Querstraßen sind im Verhältnis zu ihrer Breite sehr kurz, da manchmal nur 
die äußersten Spitzen der zerbrochenen Faltenzüge einander entgegengestreckt 
sind wie bei der Yucatan-Straße. 

Es gehören also neben letztgenannter alle ..Passagen" zwischen den Antillen 
hierher (Taf. 43). in Süd- und Ostasien die Zehngrad- Straße zwischen Aula-, 
manen und Nikobaren, im Sunda-Archipel die Sunda-, Lombok-. Allas-Straße 
usw., die La-Peyrouse-Straße im X. von Jeso (Taf. 39), um nur die wichtigsten 
zu nennen. Querstraßen trennen Tasmanien von Australien (Baß- Straße), Si- 
zilien vom Festland und von Tunis. Auch die Eingänge der Irischen See, nämlich 
St. Georgs Kanal und Nordkanal, sind mit Rücksicht der von Schottland und 
Südwales nach Irland hinüber streichenden alten Faltengebirgszüge Querstraßen. 
Dazu treten die Lücken zwischen den Doppelinseln Neuseeland (Cook -Straße), 
zwischen Korsika und Sardinien (Straße von Bonifacio) und in Nowaja-Semlja. 
Auch Waigatsch- und Jugor-Straße gehören hierher und wohl auch die Hud- 
son-Straße mit Rücksicht auf das alte die Nordostküste Labradors begleitende 
Rumpfgebirge. Endlich sind die obengenannten Meerespforten mit Ausnahme von 
Bab-el-Mandeb und Ormus-Straße Querstraßen. 

Äußerst selten treffen wir Meeresstraßen im alten Tafelland 
Indo-Afrikas, wo die Schollenküsten vorherrschen. Bab-el-Mandeb und 
Palk- Straße vertreten hier die Gattung neutraler Straßen. Die nord- 
amerikanischen Sunde müssen gleichfalls für jetzt hier eingestellt; werden. 
Noch unaufgeklärt ist die Stellung der Makassar-Straße zwischen 
Börneo und Celebes. 

Grenzstraßen. Als letzte Gruppe bleiben noch wenige, aber be- 
sonders charakteristische Meeresstraßen übrig, wo verschiedene morpho- 
logische Regionen (§ 148) sich begegnen. In diesen Grenzstraßen, wie man 
sie bezeichnen kann, lagern sich demgemäß Küstenstreckeri ganz ver- 
schiedenen Alters und Baues gegenüber. 

In der Dänemark-Straße sehen wir auf der einen Seite die grönländische 
Rumpf schölle, auf der andern die rein vulkanische Aufschüttung Islands; in der 

106 ) Abweichend hiervon rechnet Penck die Straßen von Otranto und Korea, 
weil unabhängig von den Erhebungen des benachbarten Landes, zu den ,, indiffe- 
renten Straßen". — 107 ) Sie hegt zwischen mehr oder weniger parallelen Falten- 
zügen, deren südlicher von Ras el Hadd nordwestwärts bis zur Straße von Ormus 
streicht; s. Sueß, Antlitz der Erde, III 2 , 1909, 750. 



■»ml' Buch II. Physikalisch« Geographie. - Kapitel II. Das Pestland. 

Bell« -Isle- Straße stoßt das Faltengebirge Neufundlands an die Archäische Tafel 
\mi Lilir.ulor 10!< ). Aber auch die Florida- Straße, erst entstanden durch allmäh- 
liche Hebung «Irr Halbinsel Florida gegen die ^ntillenkette hin, wird hier einzureihen 

s.-in. 

Zu einer besondere]) Gruppe lassen sich, wie die Küsteninseln, 
so .luch die Küstenstraßen zusammenfassen, ohne daß es einer Wieder- 
holung der hiei auftretenden Einzelformen bedarf, Nur wenige von diesen 
haben als wichtige Verkehrswege, die eine gefährliche Außenlahrl um Land- 
en vermeiden lassen, größere Bedeutung. 

K.in. mehr als die echte Fjordstraße, 'die Magalhäes lf>2<) im Süden 
Amerikas entdeokte. Eine Fjordstraße ist übrigens auch Matotsohkin Scharr, 

dei schmale Sund zwischen Nord- und Siid-Xowaja-Scinlja. Auch die Bcltc zwischen 
den dänisohen Inseln können, ähnlich wie der Stralsunder Bodden, anter <he 
Kastenstraßen gerechnet werden, ebenso die Dachen Bleeresteile, welche die Buchten 
im südlichen Japan miteinander verbinden; man nennt eine solche Straße dort 
Nada. 

4. Was die Entstehung der Meerespforten und -Straßen 

betrifft, bo lassen sich über die meisten bis jetzt mir Vermutungen aussprechen. 
Bs isl auch vielfach niclit ein einzelner Vorgang, der sie gebildet hat. Bei 
tiefen Meeresstraßen mit in einander passendem Gegengestade wie bei der 
Be von Lombok (über 1000"» tief, Taf. 39) 109 ) und der Windwart s- 
Passage /.wischen Kuba und Haiti (l.'500 ,n tief. Taf. 43) no ), oder auch der 
von Gibraltar (750 m , Taf. 28) U1 ) kann wohl nur von wirklichen Quer- 
brüchen der Gebirgsketten gesprochen werden. Dasselbe wird gelegentlich 
durch vulkanische, mitten in der Straße auftretende Erscheinungen bestätigt 
wie bei der übrigens flachen Sunda-Straße (Taf. 39). Zu Verwerfungen treten 

j eichzeitig Senkungen des ganzen Küstenstrichs hinzu, welche die eigent- 
liche Enge erst unter das Wasser tauchen lassen, wie dies z. B. für die Straße 
von Messina wahrscheinlich gemacht ist 112 ). In flachen Trichterbuchten 
kommen sicher diese Senkungen der erodierenden Arbeit der Gezeitenströme 
zn fülle. Sie vernichteten, wie wir es für die nur 30 m tiefe Straße von Dover 
annehmen, allmählich die letzte Querbank zwischen England und dem Fest- 
land. Arn Nordende der Fundy Bai scheint sich ähnliches vorzubereiten 
(s. o. S. 353). Einfache Transgression hat die Belte unter Wasser gesetzt. 
Wie nun einerseits der Wechselstrom der täglichen Gezeiten viele engen Straßen 
vor Versandung schützt und offen hält, so scheinen die jahreszeitlichen, durch 
die Monsune bedingten Ströme umgekehrt daran zu arbeiten, die niedrige 
Bank der Pal k- Straße zwischen Indien und Ceylon mehr und mehr zuzu- 
schwimmen 113 ). — Doch auch echte Flußtäler fehlen unter den Meeres- 

Ben nicht. Bosporlus 1U ) und Dardanellen 115 ) sind Erosionserzeug- 
niit allen Merkmaen der Flußtäler. 

108 ) Su.ß. Antlitz d. Erde II, 257. — ,09 ) S. Berghaus, Phys. Atl„ Taf. 25. 
— 110 ) Da«. Taf. 26. — 1U ) Vergl. wegen der Tiefenverhältnisse § 213. — 112 ) Th. 
Fischer, Landeskunde von Europa II, 2, Südeuropa, 1893, S. 453, mit Profil. Die 
durch die Meerenge gehende Verwerfung zieht diagonal von NO. — SW. Die Karte 
daselbst & 297, 1:1500000. — 113 ) Joh. Walt her, Die Adamsbrücke (Erg. -Heft 
Nr. 102 zu Ptet. Mitt. 1891). — ,14 ) Walther Penck, Grundzüge der Geologie des 
Bosporus (Voröff. d. Inst. f. Meeresk. Berlin, Nr. 3, Reihe A, Heft 15, Berlin 1919). 
115 ) M. Limpricht, Die Straße der Dardanellen, Diss. Breslau, 1892; W. 
Penek, Hau und Oberflachenformen der Dardanellenlandschaft (Z. d. Ges. f. Erdk. 
J'.. rlin 1917, 30 -48 



Kapitel III. Das Meer. — § 1%. Literarischer Wegwt tm i sur Meereskunde. 493 



Kapitel III. Das Meer. 



S 196. Literarischer Wegweiser znr Meereskunde. Seitdem Varenius, 
seiner Geographia generalis (1650) drei eigene Kapitel (de oceani partitione per terras, 
^ proprietatibus, motibus) einverleibt hat, ist der Meereskunde in den Handbüchern 
der physikalischen Geographie des 18. und 19. Jahrhunderts stets besonders gedacht, 
und zwar meist unter dem Namen der „Hydrographie". Diese Zweigdisziplin um- 
faßte damals auch die Gewässer des Festlandes mit. In Berghaus, Physik. Atlas 
(2. Aufl. 1852), enthält die Abteilung Hydrographie unter 16 Karten nur* 6 zur Meeres- 
kunde. — Um jene Zeit beginnt neues Leben in die Beobachtungsmethoden und die 
zweckentsprechende Verarbeitung der Ergebnisse zu dringen, hauptsächlich auf 
Antrieb des amerikanischen Seeoffiziers M. F. Maury (gest. 1873) und infolge der 
auf dem Kongreß zu Brüssel 1853 beschlossenen internationalen Vereinbarungen 
über Form und Ablieferung von Schiffstagebüchern. Maury s grundlegendes Werk 
„The physical Geography of the Sea" (London 1850, deutsch von Böttger, Leipzig 
1856) ist seitdem in zahlreichen Auflagen erschienen. Es enthält noch ungetrennt 
beide allmählich sich scheidenden Zweigdisziplinen, von denen die Hydrographie 
im engeren Sinne sich mit den Verhältnissen des Wassers selbst, die maritime Me- 
teorologie mit denen des Luftkreises über der Meeresfläche beschäftigt. Für den 
Nautiker sind sie selbstverständlich für immer aufs engste verbunden. Innerhalb 
der Gesamtwissenschaft der Geographie dagegen weist man die maritime Meteoro- 
logie der gesamten Naturgeschichte der Atmosphäre zu und beschränkt den zwischen 
1850 — 60 gebräuchlicher werdenden Namen 1 ) der Ozeanographie auf das flüssige 
Element. 

Neuen Anstoß gab das Werk Wyville Thomsons „The Depths of the Sea", 
London 1873. Es hatte zur Folge die großartigen (nach den Schiffsnamen benannten) 
Tief see-Expeditionen der siebenziger Jahre, unter denen die englische Challenger- 
Expedition (1873 — 76) die anderen an Ergebnissen überragt. Unter letzteren muß 
an die Weltumsegelung des deutschen Schiffes Gazelle (1874 — 76 unter v. Schleinitz) 
und die Fahrten der nordamerikanischen Tuscarora (1874 — 78) besonders erinnert 
werden. Zahlreiche kleinere Unternehmungen haben die neuen Ergebnisse seitdem 
befestigt und erweitert. Eine Geschichte der Entwickelung der Meereskunde gab 
J. Murray im Schlußband des Challenger Werkes: Bd. 49, 1895. 

Das Urmaterial findet seine erste Bearbeitung jetzt in den Publikationen 
der verschiedenen Admiralitäten und hydrographischen Amter; obenan stehen 
die der Deutschen Seewarte in Hamburg. Zahlreich sind bereits die entsprechenden 
Zeitschriften wie die „Annalen der Hydrographie und maritimen Meteorologie", 



*) Der Ausdruck „Ozeanographie" findet sich übrigens schon in Albr. v. 
Roons Grundzügen der Erd-, Völker- und Länderkunde 1832, 36. 



194 Buch II. Physikalische Geograyhie. — Kapitel III. Das Meer. 

Ix musgegeben v. dei Kais. Wanne, Deutsche Seewarte. Treffliche DienBte leisten 
dem wissenschaftlichen Studium der .Meereskunde die von der Deutschen See- 
warte herausgegebenen Seeatlanten, die alle wiohtigen physikalischen Ver« 
hältnisse dei Ozeane (Tiefen, Temperaturen, Salzgehalt) und der maritimen Sie- 
berfihren; sie gelten als Beilage zu den gehaltvollen Segelanweisungen 
der Mrcn : Atlas des Atlantischen Ozeans 1882, 2. Aufl. in ganz neuer Bearbeitung 
1902, Segelhandbucfa iss:». :;. Aufl. L910{ Atlas des [ndisehen Ozeans 1891, Atlas 
d.r Meeresströmungen im Ind. Ozean 1913, 5egelhandbuohl892; Atlas des Stillen 
m 1896, Scgelhandbuoh 1897; je 30 — ."><> Karten im gleichen aquatorial-Maß- 

Btab 1 : 56000000. Dan treten die zahlreichen SegelbandbÜoher kleinerer Meeres- 
teile, besonders auch die englischen. Die Abteilung Hydrographie in H. Berghaus' 
Physikalischem Atlas (1891) enthält 8 treffliche der Meereskunde gewidmete Karten. 
Manches laut sieh aus .1. Perthes 1 kleinem ..Seeatlas" (1894. 7. Aufl. 1907) und 
Herrn. Berghaus, Chart of the world, 18. Aufl. 1905, Gotha, ersehen. 

Im Jahre 18S:> unternahmen es die Professoren der k. k. österr. -ungarischen 

Maiim -Akademie Attlmaver, Luksch, Wolf, E. Mayer GL a. ein größeres ,, Hand- 
tuch der Ozeanographie und marit. Meteorologie" in 2 Banden zu verfassen. Der 
allein hierher gehörige f. Bd. ist etwas ungleich gearbeitet, in einzelnen Abschnitten 
tnogr. Instrumente, physik. Verhältnisse des Meeres) klar geschrieben. h.VS 
dem 18S4 — S7 von V. Boguslawski begonnenen, von K. Zöppritz fortgesetzten 
und von ' »• Krümmel vollendeten ..Handbuch der Ozeanographie" ist durch letz- 
tem ein vollkommen neues Werk geschaffen (2. Aufl., I. 1907. 11. 1911), zurzeit das 
umfassendste und gründlichste Handbuch dieser in raschem Fortschritt begriffenen 
Zweigwi-senschaft. Bd. I enthält die räumliche, physikalische und chemische Be- 
>. haffenheit der Ozeane, Bd. II die Bewegungsformen des Meeres. Kurz, werden 
die Hauptlehren zusammengefaßt in Krümmels Beitrag „Meer" im Handwörterb. 
d. Xaturw i>s.. Jena VI, 1912, 789 — 815. Mit großer Klarheit entwickelt die „Ocea.no- 
graphie statique" von J. Thoulet (Paris, 181MJ) die Methoden der Meeresuntersuchung, 
wogegen die (unvollendete) Fortsetzung (Oceanogr. djiiamique I, 1893) mehr einen 
Auszug aus Krümmels Werk gibt. — Mehr beschreibend als entwickelnd ist der Ab- 
schnitt der ..Hydrosphäre - ' von J. Hann in der Allg. Erdkunde (5. Aufl. 1896, v. 
I Hann. E. Brückner, A. Kirchhoff). Reich an (allerdings z. T. ungesichteten) No- 
tizen ist Günthers Darstellung (Handbuch der Geophysik, 2. Aufl. II, 1899. 
375 — 568). Knapp zusammengefaßt ist das Tatsachenmaterial in der „Ozeano- 
grafia" von Luigi Hugues, Torino 1901, 275 S., ebenso in den für den unmittel- 
baren Unterricht bestimmten ..Grundzügen der Ozeanographie'' von C. Rößler, 
(2. Aufl., Fiume 1903); aus Vorlesungen ist das Werk Thoulet, L'Ocean, ses lois 
- probleftteB, Parie 1904* hervorgegangen. Nach der Seite der Beobachtungs- 
luethoden bildet zu der nachfolgenden Darstellung eine zweckmäßige Ergänzung 
das Schriftchen v. O. Krümmel ..Der Ozean" (Das Wissen der Gegenwart, Bd. 52), 
2. Aufl.. Leipzig 1902. — Eingehend und kritisch berichtete O. Krümmel (1887 
bw 1905), -eitdem L. Meoking im Geogr. Jahrbuch über die Fortschritte der 
gesamten Ozeanographie. 

Anleitung zu ozeanischen Beobachtungen gaben P. Hoffmann (Nautische 
Vermessungen), C Borgen (Beobacht. über Ebbe u. Flut), O. Krümmel (All- 
gemeute Meeresforschung) in Xeumayers Anleitung zu wissenschaftlichen Be- 
obachtungen auf Reisen ('.',. Aufl. 1906, Bd. I, 498 — 594). Im Anschluß daran mag 
auf Abschnitt 3 des Handbuchs der nautischen Instrumente, her. vom hydrograph. 
kais. deutschen Admiralität (1882, 2. Aufl. 1893) und Thoulets Guide 
biqui fJPlari« 1895) verwiesen werden. 

Wahrend man die geographische Eigenart einzelner Nebenmeere, wie die der 

Nord- und I »-' -■ ■ oder des Mittel) ueers schon öfters monographisch behandelt hat, ver- 
suchte G. Schott zum eisten Male die gleiche Betrachtungsweise, wie sie der Länder- 
kunde eigen ist, auf den gesamten Atlantischen Ozean auszudehnen: ,, Geographie 
d. Atlantischen Ozean-". Hamb. 1912, mit zahlreichen Tafeln und Abbildungen. 



sj 197. Die Menge des Meerwassers. 195 

I. Die Meeresräume. 

§ IUI. Die Menge des Meerwassers. Wie die starre Erdoberfläche sich 
in die unmittelbar mit der Luft in Berührung tretende Landfläche und den 
unserer Beobachtung zunächst durch die Wasserbedeckung entzogenen 
Meeresboden gliedert, 90 setzt sich auch die flüssige Umhüllung der Erde 
aus zwei wesentlich verschiedenen Gebieten zusammen. Dort die in Tausende 
von Adern oder kleine getrennte Seen zerteilten Gewässer des Fest- 
landes, hier die zusammenhängenden Meeresmassen. Nur die letz- 
teren beschäftigen uns in diesem Kapitel. Vorgreifend haben wir bei der 
( Orientierung über die empirische Erdoberfläche früher bereits die räum- 
liche Ausdehnung des Weltmeeres und seine durch die Festlandsumrisse ge- 
gebene Hauptgliederung in Ozeane und Nebenmeere besprochen (§ 123). 
Als tropfbar flüssige Masse füllt das Meerwasser die tiefsten Einsendungen 
der festen Erdrinde aus. soweit diese Hohlformen in einem gewissen Zusammen- 
hang stehen. Welche Schwellen jedoch der Ausbreitung des Meeres unüber- 
schreitbare Hindernisse setzen und welche Gestalt die Umrißlinien der Einzel- 
meere annehmen, hängt andererseits von der Menge des vorhandenen 
Meerwassers ab. Wir berechneten dieselbe früher zu 1372 Millionen Kubik- 
kilometer, indem wir für das Weltmeer eine Fläche von 361 Mill. qkm und 
eine mittlere Tiefe von 3800 m ' annahmen (S. 270). 

Die Verdunstung entzieht dem Meere jährlich große Mengen Wasser 
in Dampfform. aber die Niederschläge und Zuflüsse gleichen wohl den jähr- 
lichen Verlust wieder aus. Eine länger dauernde Verminderung des Meer- 
w assers muß dagegen für die sog. Eiszeiten angenommen werden, wo sicher 
Millionen von Kubikkilometern sich in festes Eis verwandelten, so daß der 
Meeresspiegel sank, wenn auch wohl kaum mehr als um einige Dutzend 
Meter. 

Nimmt man 2 ) die Flächen, welche zur Eiszeit auf der nördlichen Halbkugel 
auch außerhalb der heute vergletscherten Gebiete (Grönland, Spitzbergen usw.) 
mit Eis bedeckt waren, zu 27000000 <i kni an und die mittlere Dicke der Eisschicht 
zu 1000 m, so entspricht dies bei dem spezifischen Gewicht von 0, 9 des Eises einer 
Wassermenge von 27 X 0, 9 = 24300000«**™; dies bedingt bei unverändertem 
Meeresbecken aber doch nur eine allgemeine Senkung des Meeresspiegels um etwa 
67 m ( = 24300000 cbkm : 361000000 &™). 

Aber aiich abgesehen von solchen periodischen Verlusten ist die säku- 
lare Verminderung des Wassers auf der Erdoberfläche nicht unwahrschein- 
lich, da die Bildung der meisten Gesteine nur unter starker Absorption von 
Wasser vor sich geht und die Wasserzufuhr durch Aushauchung der Vul- 
kane diesem Verluste wohl kaum die Wage hält. 

Zusammendrückbarkeit des Meereswassers. Betrachten wir 
die Wassermasse zurzeit als ständig, so nimmt das gleiche Quantum Meer- 
wasser einen immer kleineren Raum ein, je tiefer sich die Meeresbecken im 
Verhältnis zu ihrer horizontalen Ausbreitung senken oder gesenkt haben. 
Dies hängt mit der Zusammendrückbarkeit des Wassers zusammen. 

Ist diese auch nicht groß und beim salzigen Meerwasser noch geringer als 
beim reinen — sie beträgt etwa 92 % von letzterer — so übt doch der Druck der 



2 ) Xach Penck (Jahresber. d. Geogr. Ges. München VII, 1882, 72). 



Buch 11. Physikalische Geographie. — Kapitel 111. Das Meer. 

obera W rechiohten .auf die unteren einen meßbaren Einflafi aus. Die Zusammen- 
drückbarkeil vermindert sich im übrigen mit Eunehmendem Druck und abnehmen- 
de] Temperatur, i1m> nach der 'riefe zu. Bei einer liitteltemperatnr der genannten 
"i etwa r i (§ 212) um! 3800 , Mitteltiefe berechnel sieh die durch- 
sehnitttiobe Erniedrigung des Meereaniveattfl auf Qrund der Zusammendrttokbar- 
k.it zu et? ■ mit anderen Worten: die allgemeine Strandlinie der Erde winde, 
w.nn das Wasser niohl Eusammendrüokbar wäre, um 33 n höher stehen und das 
M ■.' wmde demnach mehrere Millionen Quadratkilometer an den Küsten über- 
>eh\v ( inmeu. K» i>t andererseits klar, daß die Dmrißlinien des Meeres im großen 
dadurch höchst anbedeutend verändert winden. 

$ lMs. ihis BfeeresniveMi und das Itfittelwasser. Den Gesetzen an- 
ziehender Massen entsprechend muß die Meeresoberfläche die Gestalt des 
des annehmen, d. h. einer Niveaufläche, die in jedem Punkt die Richtung 

der Schwere Benkrechl durchschneidet (§ 65). Das ist im ganzen auch der 
Kall. Indessen treten doch manche stmeiide Einflüsse hinzu, welche den 
Meeresspiegel zu kleineu Abweichungen von jener C4eoidfläche veranlassen. 
Zunächst muß die Verschiedenheil des Luftdrucks geringe, teils dauernde, 
teils periodisch oder unperiodisch wechselnde Niveauunterschiede hervor- 
tufen*). Ferner is1 der Meeresspiegel selten ganz ruhig. Windwellen kräuseln 
ihn und ein andauernder Wind vermag auf Längere Zeit größere Wasser- 
das eine Ufer bin aufzustauen, den Spiegel liier also zu erhöhen, 
was dann eine Erniedrigung am nahen Gegengestade zur Folge haben muß. 
Periodisch geschieht das Gleiche durch den Wechsel von Ebbe und Flut, 
• ii Höhe in Trichterbuchten 10"' und mehr betragen kann. Auch die 
verschiedene Erwärmung der oberflächlichen Schichten im Winter und Sommer, 
sowie der Wechsel von Regen- und Trockenzeiten müssen sich in kleinen 
Niveauunterschieden geltend machen. Der Wasserstand schwankt daher, 
wo irgend wir ihn beobachten; hier um einige Zentimeter, dort um Dutzende 
von solchen. Es läßt sich jedoch aus diesen Abweichungen unschwer ein mitt- 
lerer Stand berechnen, am genauesten mittels der selbstaufzeichnenden, 
gegen den Wellenschlag geschützten Pegel oder Mareographen (S. 330). 
Dieser mittlere Stand oder das sog. Mittelwasser gilt uns zunächst als 
Ausgangspunkt für Angabe des Meeresniveaus an den Küsten. 



3 ) Über die Zusaminendrückbarkeit des .Meeren wa>sers s. Thoulet, Occano- 
RTaphie statique, 1890, 355 — 70; O. Krümrnel, Ozeanographie I, 1907, 284 — 88. 
V. \\ . Bkman, ..Die Zusaminendrückbarkeit d. Meereswassers" (Publ. de circonst. 
Xro. 43 du < <>n-ril penn, internat. p. l'exploration de la iner, Copenhague 1908). 
Xa<h den von Krümrnel a. a. 0. berechneten Tabellen würde sich das Gesamt- 
volumen de« Mi • res, das wir zu 1 :>72000000 cbkm annehmen (s. o.), um 11 900000 °W™ 
vermehren, wenn die Wassermassen sich durch ihr eigenes Gewicht nicht zusammen- 
drückten. Diese 1 1 900000 ' ^'" auf 361 000000 &™ verteilt, entsprechen einer Wasser- 
Bchicht von 33'" Höhe. Bei diesen Berechnungen ward von einer mittlem Dichte 
des Meereswas&ers an der Oberfläche im Betrage von l,02Ri ausgegangen und an- 
genommen, daß, wenn die mittlere Tiefe des Meeres 3800 m beträgt, in halber Tiefe 
von 1900" 1 auch die mittlere Dichte des gesamten Wassers zu finden sei. Für diese 

von 1900 1 » ergibt sich nach den zugrunde gelegten Formeln ein spezifisches 
Gewicht von 1. ,,,:„• Es verhallt sich dann diese Dichte wie das Volumen der nicht 
zusammengedruckten Wassermaase zudem der tatsächlich durch Eigendruck kom- 
primierten: 

1,0.07: Um - (1 372000000 - : x): 13720000<»0. also x = 11 900000 <--bkn.. 

— 4 ) Die Schwankungen übersteigen im allgemeinen nicht das 13 fache der 
Baron mkungen. 



!j lits. Meeresniveau und Mittelwasser. 497 

Schon im Altertum hat man die Hone des Meeresspiegels an beiden 
Seiten von Landengen als beträchtlich verschieden angenommen und bis 
ins 1!). Jahrhundert bei Durchstechung derselben heftige Strömungen als 
Folge erwartet 6 ). Diesen Irrtum haben genauere Nivellierungen und in einigen 
Fällen die Durchstechung der Landengen selbst wie der von Suea und Korinth 
endgültig beseitigt. Aber man hat andererseits wirklich vorhandene, wenn 
auch sehr geringe Niveauunterschiede gefunden. So hat sich aus den müh- 
samen Nivellierungsarbeiten quer durch Mitteleuropa von den Küsten des 
Ozeans, der Nord- und Ostsee einerseits zu denen des Mittelmeers (z. B. bei 
Marseille, Genua, Triest) andererseits ergeben, daß die nördlichen Meere 
wahrscheinlich um 10— 20 cm über den südlichen liegen 6 ). Ähnliche 
Unterschiede hat man übrigens auch längs der südlichen oder der nördlichen 
Küste gefunden, ohne mit Sicherheit die Fehler der Messungen schon aus- 
merzen und den wahren Betrag angeben zu können. 

Der Nullpunkt für Höhenmessungen. Da der Stand des Mittelwassers 
an bestimmten, mit Mareographen versehenen Küstenstellen bisher den Ausgangs- 
punkt für die feinen Höhenmessungen innerhalb der einzelnen, an die See grenzen- 
den Staaten gebildet hat — die Schweiz nimmt den Spiegel des Genfer Sees als Null- 
punkt an — , so sind die durch Nivellierung bestimmten Höhen in benachbarten 
Staatsgebieten aus obigen Gründen nicht streng untereinander vergleichbar. Der 
jetzige Ausgangspunkt für die in Deutschland gemessenen Höhen, der sog. Nor mal - 
Höhepunkt (NH.) bisher 37'" unter dem Normalhöhen punkt der Berliner Stern- 
warte gelegen 7 ), befindet sich nach den neusten Ausgleichsrechnungen nur 66 raD i 
( = 0,066 m ) über dem Mittelwasser von Swinemünde und nur 3 mm ( = 0, 003 m ) über 
dem Nullpunkt des Amsterdamer Pegels (A. P.) 8 ), welche beide früher als Ausgangs- 
punkte für die Nivellierungen in den östlichen bezw. westlichen Provinzen Preußens 
dienten. 

Hierbei mag auch darauf hingewiesen werden, daß zurzeit für die Küsten- 
karten der seemännischen Nationen mit ihren zahllosen Tiefenzahlen leider kein 
einheitliches Niveau wie z. B. das Mittelwasser als Ausgangspunkt gilt, sondern 
bald vom tiefsten Niedrigwasser (Frankreich), bald vom mittleren Niedrigwasser 
(Nordamerika), bald vom mittleren Niedrigwasser der Springzeit (britische und 
deutsche Seekarten) ausgegangen wird, d. h. also jeder dieser Staaten hat sein eigenes 
Küstenkartenniveau 8 ). Da dieses aber durchschnittlich niedriger ist als das des 
Mittelwassers, so erscheint — und dies ist im Binnenlande wenig bekannt — das 
Meer auf den Küstenkarten tatsächlich etwas flacher, als es bei Mittelwasser ist. 

Das Mittelwasser ist an den Küsten auch periodischen Schwan- 
kungen ausgesetzt, welche wesentlich meteorologischen Ursprungs sind 
und besonders in geschlossenen Nebenmeeren jährlich in die Erscheinung 
treten. Die Anschwellung folgt teils der Schneeschmelze im kontinentalen 
Zufuhrgebiet (Schwarzes Meer), teils der Hauptregenzeit (Ostsee im August). 
Anfüllung und Aussüßung heben das Meeresniveau längs der Küsten, da das 



5 ) Strabo (I, Cap. III, § 11) verspottet wegen dieser Ansicht den Eratosthenes ; 
s. auch Humboldt, Kosmos, Gr. Ausgabe, I, 1845, 24, 476. — 6 ) A. Börsch, Ver- 
gleichung der Mittelwasser von Ost- und Nordsee, Atlant. Ozean und Mittelmeer, 
Berlin 1891. Auszug im Geogr. Jahrb. XVIII, 1895, 335 ff. — 7 ) Die Zerstörung 
des Xormalhöhepunktes (NH. 1879) infolge des Abbruches der alten Berliner Stern- 
warte (1913) und die dadurch notwendig gewordene Entführung eines neuen Nor- 
malhöhepunktes (NH. 1912) hat auf die Lage des Landeshorizonts keinen verändern- 
den Einfluß (Jahresbericht d. Laudesaufnahme für 1920 Berlin 1921, 37). — 8 ) Kr um- 
mel, Ozeanographie I, 1907, 66 ff. 

II. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 32 



Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel 111. Das Meer. 

salzhaltigere Wasser bei gleicher Temperatur dichter ist und somit weniger 
Raum einnimmt als das ausgesüßte Waaser. Starke Verdunstung muß den 
Bleereupiegel umgekehrt tiefer legen (Mittelmeer im Sommer) und Dauer- 
winde können das Wasser aus den Nebenmeeren bis aur Erniedrigung der 
Strandlinie hinaustreiben, wie man im Koten Meere hei den Nordwinden 
des Sommers beobachtet hat. — Dazu treten im Gebiete großer Luft- und 
Strömungswirbel schwache Ungleichheiten des Meeresniveaus, im Innern 
derselben Senkung, Dach Außen ein Ansteigen. 

Eine solche Erscheinung bat man im europäischen Xordmeer nachgewiesen, 
wo der Spiegel längs einer breiten Fläche von Island bis zur Nordspitze Norwegens 

durchschnittlich 1 '" tiefer zu liegen seheint aU an den umgehenden Küsten 9 ). 

| 199', Die Tiefenmessungen. Die einfache Sonde besteht in einer 

mit einem Gewicht beschwerten Leine, deren Länge nach eingewirkten Ab- 
zeichen abgelesen werden kann (Handlot). Das mit Talg bestrichene aus 
geliölte Knde des Lotes gestaltet Bodenproben mit heraufzuholen. Es ist 
bei Untiefen und rlüsteafahrten ein unentbehrliches Werkzeug der Nautik. 
Sollen die Ergebnisse zahlreicher Auslotungen zur Herstellung einer Karte 
der l'lastik des .Meereshodens verwandt werden, so besteht die Schwierigkeit 
hauptsächlich in der genauen Feststellung des Schiffsortes bezw. der Lage 
der Einzellotung. Bei größeren Tiefen kommt es darauf an, einerseits das 
Gewicht und den Reibungswiderstand, welchen die Hanfleine im Wasser 
in steigendem Maße erfährt, je tiefer das Gewicht sinkt, möglichst einzu- 
schränken, andererseits den genauen Zeitpunkt des Aufstoßens des Gewichtes 
auf dem Meeresboden festzustellen, um sofort die weitere Abwickelung der 
Leine einzuhalten. Je schwerer das Gewicht ist, um so rascher sinkt es in 
die Tiefe, die Schnelligkeit nimmt aber in gesetzmäßiger Weise mit der Tiefe 
ab. Das Auftreffen des Gewichtes wird durch den Augenblick bezeichnet, 
in welchem in die Abwickelung eine Unstetigkeit kommt. Endlich stellt das 
Ki fordernis, jenes schwere Gewicht aus großen Tiefen wieder heraufzuwinden, 
gewaltige Anforderungen an die Spannkraft der Lotleine. 

Alle diese Punkte haben zur Herstellung verschiedenartiger Lotapparate 10 ) 
geführt, die. seit fünfzig Jahren angewandt, die großen Tiefen mit ausreichender 
Sicherheit bestimmen lassen, während die früheren Messungen höchst unzuverlässig 
waren. Als Lotleine wird jetzt der Stahldraht (Klaviersaitc) angewandt. Die 
Trommel, von welcher er sich abspinnt, und deren Umdrehungen an einem Zähl- 
werk abgelesen werden, besitzt «ine mit wachsender Tiefe die Umdrehung verlang- 
. munde Bremse, die den Apparat sofort zum Stillstand bringen läßt. Das Gewicht 
kann bei der Tragkraft des Stahldrahtes sehr beträchtlich sein. — Tiefen bis zu 
3000 n > etwa lassen sich leicht und sicher auch durch das Thomsonsche Tiefen- 
lot bestimmen. Dieses enthalt in dem stabförmigen Gewicht eine nach unten ge- 
öffnete, oben geschlossene starke Glasröhre, die innen mit chromsaurem Silber be- 
legt ist. Beim Senken wird die eingeschlossene Luft komprimiert und das eindringende 
Seewasser zeigt durch Entfärbung des roten Chromsilbers genau an, bis auf welchen 
Raum die Luft zusammengepreßt war. Daraus kann man dann den Druck und die 



9 ) H. .Moli ii. Die Strömungen des europ. Nordmeers. (Erg.-Heft Nr. 79 zu 
Pet. «Jeogr. Mit t . 1885, Taf. 1), gibt, obwohl durch spätere Arbeiten Mohns berich- 
tigt (Pet. Mit t . ISSS. LB. 98). eine gute Vorstellung des oben geschilderten Vor- 
fangs. — 10 ) Vergl. die Abbildung und Beschreibung der Apparate in Krümmet. 
Ozean, l!«»2. 42 ff. u. Handb. d. Ozeanographie I, 1907, 715 ff. 



§ 199. Die Tiefenmessungen. — § 2<M>. Die Meerestiefen. 499 

Tiefe, bis zu welcher man gelangt ist, berechnen. — Die eigentlichen Tiefenlote 
trennen die Belastung von dem Lot (Brookescher Apparat). Ein hohler Eisen- 
stab, bestimmt die Bodenproben aufzunehmen und am Draht befestigt, wird durch 
schwere eiserne Ringe belastet, die in einer am oberen Stabende befindlichen Aus- 
lösungsvorrichtung hängen; sie streifen sich also beim Wiederaufwinden des Lotes 
ab und bleiben am Meeresboden zurück. Bei einem Gewicht von 100 k ß vermögen 
sie den hohlen Zylinder meist tief in den Boden zu stoßen. Die Zeitdauer für eine 
einzelne Tiefseelotung und der Materialverlust bei einer jeden lassen es begreiflich 
erscheinen, warum die großen Tiefsee-Expeditionen nicht am gleichen Orte zahl- 
reiche Lotungen auszuführen pflegen. 

§ 200. Die Meerestiefen. Was die größeren Meerestiefen betrifft, so 
kannte man im 18. Jahrhundert noch, kaum eine solche von mehr als 2500"'. 
Die weit übertriebenen Lotungsbefunde von 14 — 15000™ aus der Mitte des 
19. Jahrhunderts 11 ) gehören der Zeit unsicherer Apparate an und sind später 
nicht bestätigt. Erst seit den sechziger Jahren verfügte man über zuver- 
lässigere Instrumente für Tiefenmessungen. Durch 20 Jahre galt dann die 
an der Ostküste Japans gefundene Zahl von 8500 m (8573 m ) als größter Wert 
— also annähernd eine Tiefe, die der größten Erhebung der Erdrinde über 
dem Meeresspiegel entspricht (Himalaja 8840 '"), — bis später noch weitere 
Vertiefungen des Meeresbodens im Stillen Ozean gefunden sind. In dem sog. 
Kermadec-Graben nördlich von Neuseeland (30° S, Atlas, Taf. 40) sinkt 
das Lot bis auf 9400™ (9427 in ) herab und in dem tiefen Marianen-Graben 
im N der Karolinen ist 1899 eine Tiefe von 9636™ (12 ° 40' N und 145 ° 40' 0) 
gelotet worden. Jedoch ist 1912 im Philippinengraben nahe der Nord- 
spitze von Mindanao eine Tiefe von 9780™ gefunden. Ähnliche Tiefen hat 
man in den übrigen Ozeanen bis jetzt nicht entdeckt und die größte Tiefe 
innerhalb der Nebenmeere, die man bisher fand, übersteigt 6500 m wenig 12 ) 
(s. u.). 

Seit eine größere Reihe von Lotungslinien die Ozeane und Neben- 
meere durchschnitten hat, hat es nicht an Versuchen gefehlt, durch Linien 
gleicher Meerestiefe (Isobathen) die einzelnen Tiefseebecken auf der Karte 
voneinander zu scheiden. Bis jetzt ist dies begreiflicherweise noch ein un- 
sicheres Verfahren, das sich in weiten Gebieten nicht ohne Willkür durch- 
führen läßt. Daher stimmen die Tiefenkarten zweier Autoren noch kaum 
überein; der Verlauf der Isobathen und damit die Gestalt der von ihnen um- 
schlossenen Flächenfiguren tragen große Unterschiede der Auffassung zur 
Schau 13 ), und eine einzelne neue Messung zwingt nicht selten, die Isobathen 
beträchtlich anders zu ziehen. 

Der englische Faden. Mißlich ist hierbei, daß zwei verschiedenartige 
Maße noch völlig gleichberechtigt zur Anwendung kommen, der englische Faden 
(Fathom) und das Meter. Es ist 

1 englischer Faden = 1,S2877'"> 

1X ) v. Boguslawski, Handbuch I, 57. — 12 ) Geogr. Jahrb. XVIII, 1895, 
207. Die frühere Messung von 7300 m in der Bandasee gilt als unzuverlässig. — 13 ) Man 
kann dies kaum schärfer markieren als durch Gegenüberstellung der Tatsache, daß 
die (allerdings schon aus 1889 stammende) Karte Bartholomews, welche den 
früheren Berechnungen der Weltmeertiefen meist zugrunde lag, für die Flächen 
unter 5000 m etwa 25, 3 Mill. qkm annahm, während die Darstellung Supans auf 
seiner „Tiefseekarte des Weltmeeres" (Pet. Mitt. 1899) der Stufe unter 5000™ eine 
Fläche von mehr als 60 Mill. qkm zuweist und E. Kossinna nach den Grollschen 
Karten 89 Mill. qkm fand; vergl. hierzu die Tabelle S. 271. 

32* 



100 Faden 


L83 


500 .. 


014'" 


1000 


L829 


1 .">< H 1 


8743 


-NHMI 


3666 "' 


8600 .. 


«J72 



800« 


3000 


Faden 


= 


5486 m 


900.™ 


3600 






640] '" 


1SIMH" 


KMIO 




a 


7315« 


'.'Tun 


1600 




= 


6829« 


3700" 


5000 




= 


9144« 


W00" 


5500 




= 


L0058« 



.".i»ii Buoh II. Physikalische Geographie. Kapitel III. Das Meer. 

bo daß man behufs Verwandlung von Faden in Bieter annähernd vom Doppeten 

der Padenxahl den Kennten Teil abziehen kann. 1000 Faden 8000« — 800« = 

1800 (genauer 1829«); sieht man den zwölften Teil ab, BO ist das Ergebnis noch 

oer. 2000 Faden 4000« -333» 3667» (genauer 3658«). Es sind 14 ): 

rund 800« 3000 Faden 5486™ rund 6Ö00» 

6400» 
7300" 
8200« 

9100'" 
10100 u> 

§ 801« Die Gestalt des Meeresbodens 18 ). Die Zahl der heutigen Messungen 
genügt bereite, um zu erkennen, daß weite, fast ebene Flächen am Meeres 
gründe durchaus vorherrschen und ein lebhafterer Wechsel der Bodenneigung 

ra den Seltenheiten gehört. Von den früher vermuteten Seegebirgen, die 
man mit den festländischen Massen- und Kettengebirgen in Vergleich stellen 
könnte, hat man nichts gefunden. Wohl sind viele Gegenden des Meeres 
reich an vulkanischen Aufschüttungen, auch abgesehen von den als Vulkan- 
oder Koralleninseln aufragenden Keilern 16 ), aber was an zusammenhängen- 
den Erhebungen die benachbarten großen Senkungen überragt, trägt durch- 
aus die Eigenart der breiten Landschwellen oder des Tafellandes an sich, 
die mit sanften Böschungen sich zu den größeren Tiefen neigen. Wir sprechen 17 ) 
diese (iroßformen des Bodenreliefs als unterseeische Plateaus an, wenn 

14 ) Umrechnungstabellen von Faden in .Meter und unigekehrt im Geogr. 
Jahrb. VII. 1878, 664; daraus in Krümm«!. Handb. d. Ozeanographie I, 1907, 
Anhang usw. — 15 ) Für die kai tomet rische Ausnutzung von Tiefenkarten ist 
natürlich die Größe des Maßstabes sein- wichtig. Die drei Haupttiefenkarten 
der großen Ozeane in den Seeatlanten der deutschen Seewarte (>S. 494) geben 
in Blerkatorprojektion, 1 : 56 000 000, die Tiefsee-Isobathen in je 1000 m , stammen 
aber aueb schon ans den Jahren 1897 — 1902. Sorgfältig war die Bearbeitung 
allen älteren und inneren Materials auf der „Tiefenkarte des Weltmeeres" (Äqu.- 
Maßst. 1 : SIXMKHKMI), mit welcher A. Süpan seinen Aufsatz „Die Bodenformen 
des Weltmeeres" (Pet. Geogr. Mitt. 1899, 177 — 188) begleitete. Die Karte ent- 
hält die [sobathen für je 1000»'. aber keine Tiefen Ziffern einzelner Lotungen. 

•i die Farbenwahl (Braun. Grün. Blau, Violett. Rot) ließe sieh nicht viel ein- 
wenden, wäre nicht nngünst igerweise für die Stufe zwischen 4000" 1 und 
.~><HM>i" ein ganz helles Blau gewählt, das nun zwischen dunklem Grün (3 — 4000 m ) 
und dunklem Blau (."3 — 0000'") derart absticht, daß unser Auge, das an mit der Tiefe 
wachsende Schatten gewöhnt ist. große Schwierigkeit hat, sich diese hellen Flächen 
als tiefer denn die dunkelgrünen vorzustellen. Einheitlieh ist dagegen die farbige 
Abstufung auf den Karten des großen Tiefsee-Atlas von 26 Bl. des Fürsten v. Mo- 
naco: Carte generale bathvmetrique des Oceans, Monaco 1905, in dem sehr großen 
Mafistab 1 : 10 000 000. Von J. Thoulet entworfen und Ch. Sauer bearbeitet, 
enthalt er neben den Isobathen von 200 ■», 500 m , 1000"', 2000'" usw. die große Mehr- 
zahl der Lotungen eingetragen. Die Polarkalotten zw. 7^° Br. und 90° je 4 Bl. in 
znomonischer Polarprojektion, die Flächen zw. 72" N u. 72° S in Merkatorproj. 
_'. hierzu ELrümmels kiit. Bemerkungen (Pet. Mitt. 1905, Lit.-Ber. 800). Im 
Jahn- 1 ( .»12 gab Max Groll sorgfältig bearbeitete Tiefseekarten der drei Ozeane in 
flächentreuer Azimutalproj., bezw. f. d. Atlant. Ozean in flächentreuer Zylinderproj. 
im Maßstab 1 : 40000000 heraus. Isobathen v. 1000 zu 1000'» (Veröff. d. Inst, f. 
Meeresk. Berlin. X. F. A., Heft 2; 2. Aufl. der Tiefseekarte des Stillen 

us in Z. f. Erdk. Berlin 1913). — 16 ) S. in betreff der Gegenden mit steilen 
unterseeischen Böschungen: O. Krümmel, Ozeanographie I, 1907, 98. M. Groll, 
unterseeische Gebirge (Z. f. Erdk., Berlin 1911, 117 — 24). — 17 ) A. Supan, Die 
Bodenformen des Weltmeeres (Anm. 15). Krümmel (Ozeanogr. I, 100 ff.). Die 
Supanschen Vorschläge der allg. Terminologie der Bodenformen haben die Zu- 
Btünmnng der vom internationalen Geographenkongreß 1899 eingesetzten Kom- 
mission gefunden (Pet. Mitt. 1903, 151). 



§ 201. Die Gestell des Meeresbodens. .">oi 

sie etwas steilere Randflächen haben; bei flacherer Erhebung hat man sie 

als Schwellen bezeichnet, und. wenn sich solche nach einer Richtung im 
besonderen Maße ausdehnen, als Rücken. Auch unter den Kleinformen 
finden sich Rücken vor. Die sich dem Meeresspiegel nähernden Einzel- 
erhebungen gliedern sich in Kuppen und Bänke und, wenn sie der Schiff- 
fahrt gefährlich werden können (d. h. sich bis — 11"' erheben), spricht man 
von Riffen, Gründen. Diesen Vollformen stehen dann wie auf dem Fest- 
land eine Reihe von Hohlformen gegenüber. Die tieferen Senken zwischen 
jenen Erhebungen zerfallen in Becken und Mulden oder bei steiler gestellter 
Umrandung in Gräben 18 ), Buchten und Rinnen, deren tiefste Stellen 
-den Namen Tief 19 ) führen. Kessel und Furchen sind die Namen für die 
entsprechenden Kleinformen. 

Der wesentlichste Unterschied der Formen des Meeresbodens gegen- 
über denen der trockenen Landfläche besteht in dem Vorherrschen größter 
Formen, in der Abwesenheit jener die Oberfläche im einzelnen ausgestalten- 
den Kleinformen, wie sie wesentlich den Atmosphärilien 'zu verdanken sind; 
es fehlt die Ausfurchung des Bodens durch strömendes Wasser. Abgesehen 
vom Gebiet der Flachsee, deren ausgesprochene Ebenheit der ausgleichen- 
den Arbeit der Meereswellen entstammt, und der Meeresstraßen, wo Unter- 
strömungen oft bis zu bedeutenden Tiefen den Ablagerungen entgegenarbeiten 
und die Zugänge offen halten, ist in den Tiefen des Meeres keine den Boden 
benagende Kraft wirksam. Derselbe ist die Stätte unausgesetzter Ab- 
lagerung und Auflagerung. Hierdurch werden mit der Zeit auch die 
durch vulkanische Kräfte hervorgerufenen Unebenheiten gemildert. Aber 
eben der große Reichtum an unterseeischen Vulkanbergen und Ausbrüchen 
beweist, daß am Meeresboden in tektonischer Hinsicht von völliger Ruhe nicht 
gesprochen werden darf. Manche Bänke lassen sich daneben unschwer auf 
Senkungen des Meeresbodens zurückführen, durch welche Inseln unter Wasser 
gesetzt werden (Tschagos-Bank im Süden Indiens, Taf. 35). Es wird sich nun 
freilich für immer der unmittelbaren Forschung entziehen, in welcher Weise 
die den tiefen Meeresboden zusammensetzenden Schichten gelagert sind. Im 
allgemeinen aber sind die Höhenunterschiede zwischen unterseeischen Plateaus 
und benachbarten Becken zu groß, als daß sich erstere durch einen verschie- 
denen Grad von Sediment-Auflagerung erklären ließen. Man wird die Mehr- 
zahl der Erhebungen wie Einsenkungen auf schwache (epirogenetische, S. 303) 
Verlegungen der Erdrinde und längs der steilen Abfälle auf Flexuren und 
Brüche zurückführen dürfen, ohne, wie gesagt, den Nachweis wie auf dem 
Lande durch Aufschlüsse und Bohrungen liefern zu können. 

Von den verhältnismäßig steilen Böschungen mancher Inselsockel, 
die ja zugleich Teile des Meeresbodens sind, ist bereits bei den Vulkaninseln 
gesprochen worden (S. 485). Bei Koralleninseln neigt sich der Außenrand 



18 ) Supan (a. a. 0.) will den Namen Graben für diejenigen schmalen und 
langgestreckten Einsenkungen vorbehalten wissen, bei denen der eine (Kontinen- 
tal-) Rand wesentlich höher als der andere (nach der offenen See zu gekehrte) 
ist. Vom genetischen Standpunkt aus hat man neuerdings gegen die Bezeichnung 
„Tiefseegräben" Einspruch erhoben, weil sie solche im tektonischen Sinn (S. 294) 
wahrscheinlich nicht seien (H. Stille, Alte u. neue Saumtiefen, Nachr. d. K. Ges. 
d. Wiss., Göttingen 1919, Math.-phys. Kl. 337 ff.). — 19 ) Sir John Murray unter- 
scheidet auf den 3 Karten des Schlußbandes des großen Challenger-Werkes 
(Summary of scientific results I, 1895) unter den Flächen, die von niedrigen Rücken 
umgeben * sind, „Basin" (Becken) und „Deep" (Tiefe), letztere auf Tiefen unter 
3000 E. (5500 1") beschränkend; das ist wohl ein zu mechanisches Verfahren. 



Buch U. Physikalische Geographie. — Kapitel 111. Das Moor. 

der Riffe auf kurze Strecken in »In Tat so steil wie die geradesten Talwände 
abwarte. Neben diesen rein örtlichen Erscheinungen Beigen sich aber auch 
längs langgestreckter Stufenränder Bteile Böschungswinkel, also große Höhen- 
unterschiede auf nahbenaohbartem Gebiete. Jede Karte mit zahlreicher 
eingetragenen [sobathen laut solche Stollen leicht auffinden. Sic gehören 
vor allem der Region des Kontinent alabhangs an, den wir vorgreifend 
bereits früher den beiden schwächer geneigten Regionen der Flachsee und 
Tiefsee gegenübergestelll haben (S. 272). 

Alle Kontinental rander begleitet ein bald schmälerer, bald breiterer 
Gürtel von Flachsee, die sogenannten Schelfe (S. 272), eine meist sehr ebene 
Stufe, deren Grenze im allgemeinen längs der Isobathe von 200 m angenommen 
Werden kann, weil dort sich eine steilere Böschung einzustellen pflegt. Aber 
manchmal findet diese Randstufe schon bei 50 m — 100 m ihre Grenze, mit- 
unter zieht sie sich mit verschwindender Neigung bis zu 300 m — 400 m und 
mehr hinab, um erst dann rascher in die Tiefe zu fallen. Bei Steilküsten kann 
der vorgelagerte Schelf off als eine durch die Brandungswelle bei positiver 
Strandverschiebung entstandene Strandterrasse (S. 351) angesehen werden. 
Wo der Flachseeboden beträchtlichere Unebenheiten zeigt, hat man es da- 
gegen zumeist mit einer über Wasser umgestalteten, dann aber untergetauch- 
ten Landschaft zu tun; häufig ist diese vor Flußmündungen noch von Tal- 
Benken durchzogen, die bis zu gewaltigen Tiefen in ihre Sohle eingeschnitten 
Bind* ) (Atlas, Taf. 29, Golf von Viscaya gegenüber der Adourmündung) 21 ). 

Der Kontinentalabhang. Die Neigung des Übergangsgebietes, 
das von der Flachsee zu den tieferen Becken führt, steht dem mittleren 
Böschungswinke] unserer Hochgebirge kaum nach und kann 4°, 5°, ja mehr 
Grad erreichen. Man verkennt dies Verhältnis deshalb gewöhnlich, weil 
unsere Gebirgskarten uns die viel steileren Böschungen der einzelnen Tal- 
wände vor Augen führen. 

In derartige Anschauungen muß man sich durch zahlreiche selbst ausgeführte 
Ausmessungen auf Karten einzuleben suchen. Der mittlere Neigungswinkel der 
Alpengipfel gegen die benachbarten Ebenen ist kaum irgendwo größer als am Süd- 
abhang des Monte-Rosa-Stocks gegen Bioila (Atlas, Taf. 24). Bei 50 km Entfernung 
ist der Höhenunterschied 4400 n >, der mittlere Neigungswinkel aber doch nur 4, 4 : 50 
= 0,09 = ~>" (Atlas. Tai. 5). Beim Verfolg der 200 "> und 2000 '"-Isobathe längs der 
südeuropäischen Küsten wird man zahlreiche Stellen finden, wo diese Linien sich 
auf 20 Vni nähern. Dort ist also der Neigungswinkel auch 1800'" : 20000 '" = 0, 09 = 5°. 
Leicht entdeckt man aber auf solchen Tiefenkarten Gegenden, wo die Böschung 
10° — 20° beträgt wie an der Südwestecke Kretas (Taf. 26) oder im Südosten Si- 
ziliens (Taf. 27). 

Der Boden der Tiefsee oder des eigentlichen Meeresgrundes mag 
noch ungleich zahlreichere Vulkanberggipfel tragen, als wir heute ahnen; 
die großen reihenförmigen Querlinien von Tiefenmessungen haben aber seine 
Allgemeingestalt als schwach geneigte Flächen, als Flachgrund klar gelegt. 
Wie wir die Hochplateaus unter der Gruppe der Hochländer abscheiden 
konnten (S. '382). so kann man die wahren Depressionsgebiete als Tiefbecken 
'nh-r „Tiefen" im engeren Sinne unterscheiden. Nur läßt sich noch schwerer 



20 ) Linhardt, Ober unterseeische Flußrinnen (Jahresber. d. Geogr. Ges., 
München XIV. L890/91, 21 ff.); s. auch Edw. Hüll, Monograph on the Suboceanic 
Physiography <A the North-Atlantic Ozean, London 1912.' — 21 ) Berghaus, Phys. 
Atlas, Tat. 23. Capbreton-Tiefe 1 : 500000. 



§ 201. Die Gestalt d. Meerbodens. — § 202. Benennung u. Begrenzung d. Ozeane. 503 

als beim Festland ein bestimmter Schwellenwert für diese Unterscheidung 
angeben, sobald es sich nicht wie bei früheren Betrachtungen um Massen- 
effekte theoretisch zusammengefaßter Hohlräume handelt (S. 273), sondern 
die wirklich vorhandenen Formen ins Auge gefaßt werden sollen. Es ist ein 
Unterschied, ob inmitten eines langsam sich nach der Mitte zu neigenden 
mächtigen Tiefseebeckens noch Vertiefungen, die den Schwellenwert über- 
steigen, finden, oder ob solche Einsenkungen sich plötzlich und unvermittelt 
im Relief bemerkbar machen. Will man den neuen Tiefenkarten trauen, so 
würde sich daraus das bemerkenswerte Resultat ergeben, daß innerhalb des 
weiten Flachgrundes der Ozeane nur selten sich Einsenkungen von mehr 
als 6000 m , und wie es scheint, keine von 7000 m und mehr finden. Dagegen 
treten diese beträchtlichen Tiefen und noch größere ausschließlich in der 
Reihe langgestreckter Tiefseegräben (Saumtiefen) auf, welche man 
auf Grund der neuen Tiefenmessungen längs verschiedener Kontinental- 
ränder annehmen muß (§ 204). 

§ 202. Benennung- und Begrenzung der Ozeane 22 ). Ein kurzer Blick in die 
Geschichte der Erdkunde lehrt uns, daß Ausgangspunkt und Gang der Entdeckungs- 
geschichte oft für Jahrhunderte maßgebend sind, um Namen für Meere und Meeres- 
teile festzulegen, die die gelehrte Geographie erst Jahrhunderte später prüfte und 
in festere Grenzen einschloß. 

Das Mittelmeer ist die Heimat der Nautik. Im Verhältnis zu diesem ist es 
begreiflich, wie sich solange die Namen der Westsee (Oceanus occidentalis) und 
Ostsee (Oceanus orientalis) für das, was wir jetzt das Atlantische und Indische 
Meer nennen, erhalten konnten. Daneben findet sich schon im Altertum derjenige 
eines Mare atlanticum, aber beschränkt auf die Gewässer längs der Außenküsten 
Europas, also als Teil der Westsee. Das Zeitalter der Entdeckungen hat diesen beiden 
die Namen der Südsee (Mar del Sur) und Nordsee (Mar del Norte) hinzugefügt, 
die für uns unverständlich wären, vergegenwärtigten wir uns nicht, daß sie von jenem 
Teil Zentralamerikas ausgegangen sind, der sich ostwestlich streckt. Seit Baiboa 
1513 den Isthmus überschritt und von Norden kommend ein neues Meer gen Süden 
vor sich sah 23 ), eben seine „Südsee", breitete sich von hier aus rückwärts der Name 
des Nordmeeres allmählich über das ganze nordatlantische Becken aus, obwohl 
er für die Europäer keinen Sinn hatte. Das südatlantische Becken hieß, weil jenseits 
Äthiopiens gelegen, das Äthiopische. Gleichzeitig bürgerte sich der Name des 
Indischen Meeres ein. Die treffende Bezeichnung des Stillen Meeres (Mar 
Pacifico), die Magalhäes dem Meere im W. Amerikas infolge semer sturmlosen 
Fahrt von 1520/21 gab, hat sich ganz allmählich neben der der „Südsee" behauptet. 
— Obwohl nun z. B. Varenius für den Begriff eines einzigen „Atlantischen Ozeans" 
zwischen Alter und Neuer Welt schon 1650 eintrat, ihm das nördliche und südliche 
Becken unterordnend, nimmt ihn die Kartographie erst gegen Ende des 18. Jahr- 
hunderts an. — Dagegen zeigt sie sich gefügiger gegen die Anregung des Franzosen 
Buache (1752), der dem Mar del Sur den Namen des Großen Ozeans vorbehalten 
wollte 24 ). Die Berechtigung desselben ist früher dargelegt (S. 274). Die nautischen 
Kreise, Neuerungen von jeher wenig zugänglich, behalten bis heute den Namen 
der Südsee bei, der geographisch kaum gerechtfertigt ist, denn es handelt sich da- 
bei um ein vom Äquator so ziemlich halbiertes Meer. 

Schwierigkeiten bereitete den Theoretikern immer die südliche Begrenzung 
der offenen Ozeane. Hier entstand zu verschiedenen Zeiten ein neuer Südozean 
(Ozeanus australis, Southern Ocean), dem z. T. das ganze Indische Meer als mäch- 



22 ) O. Krümmel, Versuch einer vergleich. Morphologie der Meeresräume, 
1879, Einleitung. — 23 ) Peschel, Gesch. d. Erdk., 1877, 262. — 24 ) Mem. de 
l'acad. roy. des sciences 1752 (Paris 1756). 



."•!'» Buch II. Physikalische Geographie. — Kapitel II. Das Meer. 

tigex Basen EUgehören sollte, während ihn andere aal die Zone vom Polarkreis l>is 

nun .">o" s (oder such bis bot Treibeisgrenze) beschränkt wissen wollten, bis ihn die 

di • (1845) durch eine vorläufige Aufteilung; auf die drei Eauptozeane wieder 

.winden ließen. Als kon\ ent ionelle Grenzen winden die drei von den Süd- 
spitzen der Kontinentalmassen zum Polarkreis verlaufenden Meridiane (S. 274) 

führt (Atlas, Taf. 6) und die Polarmeere hinter die Polarkreise zurüokgedrängt '-•''). 

So hat man also früher die Bieevesräame ausschließlich nach der festländischen 

piegele eingeteilt und im Bedürfnis für die Größenangaben 

Anhaltspunkte zu gewinnen, auch rein ideelle mathematische Grenzlinien nicht 

iinaht. Seit den Errungenschaften der letzten Jahrzehnte ist dies Verfahren 
nicht mein statthaft. Diese hahen uns neben den Tiefenverhältnissen seihst den 
großen Gegensatz kennen gelehrt, welcher zwischen einer dünnen oberflächlichen 
Schicht and den großen Tiefseemassen der .Meere besteht. Wenn sich diese 

icn in unendlichen Zeiträumen auch langsam verschieben, so erscheinen sie 
doch in Ruhe im Verhältnis zu dem belebenden Wechsel der Temperatur und vor 
allem der Strömungen, die sieh in den oberen Schichten vollziehen. Die Strömungs- 
karten müssen wir mit zu Bäte ziehen. Hier wird der Kreislauf selbständiger Strom- 

me wesentlich mit durch die horizontalen Umrisse der Meerc^ bedingt 26 ). So- 
mit wird die Erstreckimg der Flachses bei Einteilung und Begrenzung mit eine 
Rolle übernehmen müssen. In zweiter Linie kommen unterseeische Seh wellen 
und Hucken dabei in Betracht. Vielfach ruhen Inselketten auf gemeinsamen unter- 

ben Plateaus, so daß die äußere Meeresbegrenzung durch jene Inseln damit 
zugleich eine solche nach der Tiefe ist. Statt längs des Polarkreises ziehen wir folge- 
richtig jetzt die Grenze des nordatlantischen Beckens und des europäischen Nord- 
meeres über den Färöer-Rüekcn. der Schottland mit Island verbindet. Aber am 
Südende der Ozeane fehlen, soweit wir heute wissen, solche westöstlich streichende 
Schwellen gänzlich, so daß es richtiger erscheint, hier ein Südpolarmeer ver- 
seil winden und die Ozeane bis an die Küsten der Antarktis sich ausdehnen 
zu Lassen. 

Hinsichtlich der Benennung der Tiefseegebiete stand die junge Wissen- 
schaft der Ozeanographie keinen historischen Überlieferungen wie in betreff der 
Festländer gegenüber, sie hatte offenes Feld. Leider verständigte man sich nicht 
gleich anfangs über eine richtige Grundlage des Vorgehens. Es herrscht daher so 
wenig Übereinstimmung, daß die meisten Karten'der Meerestiefen überhaupt jede 
Benennung vermeiden. Während die Engländer 27 ) Schiffsnamen und solche be- 
kannter Hydrographen für die Becken und Bücken wählen, ziehen die Deutschen 28 ) 
mit Recht geographische, von benachbarten Kontinenten, Inseln und Küsten her- 
genommene Namen vor. Das reicht freilieh für einzelne, mitten im insellosen Ozean 
hegende Tiefen oder Erhebungen nicht aus. Eine internationale Vereinbarung wird 
daher zu einer Kombination beider Methoden führen müssen 29 ). 

§ 203. Mitteltiefen der Einzeiligere. Die Methoden, mittels deren die 
mittleren Meerestiefen bestimmt werden, unterscheiden sich in nichts von 
den früher besprochenen zur mittleren Berechnung der Höhen (S. 255). Am 
sichersten geht man bei dem ebenen Verlauf des Meeresbodens zurzeit wohl 

Dies schon 184/5 in England vorgeschlagene Übereinkommen ist erst 1893 

Subliziert (The Geogr. Journal London, I, 535). — 26 ) 0. Krümmel, Morphologie 
er Ifeeresräume, 1879, '■'•'<■ - 1 ) S. besonders die Murraysehen Karten zum 

Challenger-Werk (Aiim. 19). — 28 ) Die Karten der Deutschen Seewarte; Sn paus 
Tief- Anm. 15). — 29 ) Eine auf dem VII. Internat. Geogr. -Kongreß zu 

Berlin 1899 zur Ausarbeitung von Vorschlägen gewählte Kommission (s. Verh. 
d. VII. Entern, Geogr. Kongr. Berlin, I, 164—171. II, 370—392) hat sich bisher 
nur über die Gattungsnamen der Bodenformeti (s. Anm. I7j. nicht aber über die 
Einzelbenennungen verständigt. 



§ 203- Mitteltiefen der Einzelmeere. 505 

immer noch auf dem Wege der Feldermethode, welche die mittlere Tiefe 
von Gradfeldern (Fünf-, Zwei-, Ein-, Halbgradfeldern) berechnet oder ab- 
schätzt und in geeigneter Weise das Mittel zieht. Dies Verfahren bietet den 
Vorteil, rasch auch die Mitteltiefen beliebiger Gruppen benachbarter Grad- 
felder zu bestimmen M ) Eine weniger Zeit in Anspruch nehmende Methode 31 ) 
besteht darin, daß man durch Auflegen von durchsichtigem, in Quadrate 
abgeteilten Papier auf die fläehentreue Tiefseekarte mit Lotungswerten und 
Iaobathen die Tiefe jedes Schnittpunk ts des Liniennetzes bestimmt und das 
Mittel aus den Tiefen zieht. Ein anderes Verfahren geht von der plani- 
metrischen Ausmessung von flächentreuen Tiefseekaiten aus und bestimmt 
die Mitteltiefen mittels der hvpsographischen Kurve (vgl. I, S. 255 
und oben S. 272). 

Die Mitteltiefe, die man bisher fast allein berechnet hat, gibt uns frei- 
lich keinen richtigen Anhalt für die mittlere Tiefe der Grund- oder 
Sohlen fläche der Meere, da sie die Randstufen oder die Böschungen der 
Becken gleichmäßig mit in Rechnung zieht. Diese mittlere. Tiefe der Grund- 
fläche ist es, welche man allein der mittleren Höhe des Plateaus (S. 382) gegen- 
überstellen kann. Bei ganz flachen Meeren fallen beide Werte zusammen, 
und ebenso überwiegt bei den großen Ozeanen die ausgedehnte Grundfläche 
derart die Randstufen, daß sich Mitteltiefe und mittlere Tiefe der Grund- 
fläche nur wenig unterscheiden. 

Größere Gegensätze zwischen beiden Werten treten aber bei Ingres - 
sionsmeeren (S. 284) wegen ihres vielfach kesseiförmigen Charakters her- 
vor. So erreicht die mittlere Grundflächentiefe im nördlichen und südlichen 
Teil des Karibischen Meeres etwa 4000 m , während die mittlere Beckentiefe 
2500 — 2700 m nicht übersteigt. In der Celebes-See und Banda-See liegt die 
Grundfläche im Mittel 4500 m unter dem Meeresspiegel, während die aus- 
geglichene Mitteltiefe nur 3300 bzw. 3040 m beträgt. Bei Nebenmeeren, 
welche, wie das Australasiatische, die China-See, das Beringsmeer, aus tiefen 
Ingressionsbecken und ganz flachen Transgressions- Schalen oder Schelfen zu- 
sammengewachsen sind, gibt die Mitteltiefe also ein falsches Bild der Boden - 
plastik. Die Einbeziehung der im allgemeinen weit weniger tiefen Neben- 
meere läßt die Mitteltiefe der großen Ozeane natürlich sinken, im beträcht- 
lichen Maße jedoch nur beim Atlantischen Ozean. 

Die Tiefenverhältnisse der Meeresräume. 
Ohne Nebenmeere Mit Nebenmeeren 

T „ Fläche Mitteltiefe Fläche Mitteltiefe Größte Tiefe 

Mill. qlcni Meter Mill. qkni Meter Meter 

Großer Ozean . . 165, 7 4280 180, x 4030 9780 

Atlantischer Ozean 81, 6 3940 106, 3330 8526 
Indischer Oz ean. . 73, 5 3960 7o, . 3900 7000 

I. Ozeane 320, 8 4120 361,! 3800 

30 ) K. Karstens, Neue Berechnung der mittleren Tiefe der Ozeane nebst 
Kritik der verschiedenen Berechnungsmethoden, Kiel 1894. Ausführlich sind die 
einzelnen Methoden besprochen von Krümmel, Ozeanographie I, 137 ff., ebenso 
von E. Kossinna (Tiefen des Weltmeeres 1921, 19). — 31 ) W. Meinardus, Eine 
neue Methode z. Berechnung mittlerer Meerestiefen (Verh. d. Ges. f. Erdk., Berlin 
1895, 63—68). 



Buch II. Physikahsohe Geographie, — Kapitel 111. Daa Meer. 



• II. X e b e n dq e e r e **) 

Flieh« 
1 agresaionsmeere**) kin 

\. In. arktischen Mittelmeer»*) (10760000) 

I Nordpolbecken 7300000 

Europäisches Nordmeer 2700000 

7 ..0000 

1320000 

L 960000 

760000 

I COOOOO 



3. Baffin-Bai 

Amerikanisches Mittelmeer**) . . . 

■l. Sud Kariben Meer 

Nord-Kariben-Meer (Yuoatan-See) 
6. Qoli von Mexiko 



I Romanisches Mittelmeer 2970000 



7. Ponente Becken \ westliches | 

8, Tyrrhenisches Meer | Mittelmeer | 

***** Meer ' östliches J 
Mitte meer 1 



16. 
17. 
18. 
10. 
20. 



23. 

24. 
25. 

26. 

27. 
28. 

2«.). 



680000 
240000 
200000 

.'.75000 
690000 
135000 
190000 
460000 

(5000000) 
2320000 
420000 
470000 
196 000 
310000 
210000 
740000 
230000 
105000 

440000 
400000 
800000 

Japanisches Randmeer 1000000 

Ochotekißchee Randmeer 1530000 

Westliches Beringsmeer vgl. 42 38 ) 1370000 
Golf von Kalifornien 160000 



10. [onisches Meer 

11. Leyante Becken 

12. Adriatieohes Meer**) 

13. Griechisches Eoselmeer 

14. Schwarzes Meer mit Asow-Meer 

I ». Im AustraL-asiatischen Mittelmeer 87 ) 
16. Südchinesisches Meer 

Suhl-See 

( ielebes-See 
Makassar-See 
Molukken-See 
Ceram-See 

21. Banda-See 

22. Flores-See 
Savu-See 

Rotes (Mittel-) Meer . 
Bahama-Randmeer**) 

Andamanen-Kandmeei 



Die 



.Molukken 

Seen 



MitMtirlV 
Meter 

MUH) 

1670 

720 

2220 
2640 
2650 
1 190 

1430 

1760 

L310 

360 

2100 
1670 

240 

570 
1120 

1650 
1140 
3300 

970 
1880 

740 
3040 
1060 
1970 

1100 

490 

870 
1350 

840 
1920 

850 



GMUktfl Tiefe 
Meter 

3860 

3850 
3667 
L898 

6269 
5197 
6269 
3809 

4404 
3161 
3731 

1630 

4404 

3890. 

1223 

2200 

2170 

6504 
4965 
5576 
5777 
2475 
4709 
2077 
6504 
5120 
3788 

2359 
4186 
4177 
3258 
3370 
3939 
2274 



Summa; Ingressionsmeere . . 28740000 — — 

Tran-.!' ssionsmeere (ohne Schelfe längs der Kontinentalküsten) 



Im Arktischen .Mittelmeer 

31. Barente-Meer 8 *) 

32. Arktisches Straßenmeer 

Im Austral-asiatischen Mittelmeei 

33. Malayisches Schelfmeer 40 ) . 

34. Nordaustralisches Schelfmeer 



(3340000) 

2440000 

900 000 

(3150 000) 
1750000 
1400000 



155 
110 

50 
205 41 ) 



420 
415 

119 
130 



32 ) Die obigen Zahlen sehließen sich möglichst an die sorgfältigen Berech- 
nungen E Kossinnaa v. 1021 ah. Infolge der Abrundung kommen die Bedenken 

einzelne Begrenzungen dieser Nebenmeere kaum in Betracht. — 33 ) Ohne 
die Korallensee (4 MilL qkm) im O. Australiens. Wegen der Gruppierung in 
Mittel- und Handmeere vgl. S. 285. — 34 ) Das Arktische Meer hat 14,! Mill. qkm 
und 12(10". Mitteltiefe. — 3S ) Ohne Bahama-Meer. Das Bahama Meer, bisher 
oach Krümmel zum Amer. Mittelmeer gerechnet, ist besser als eigenes Randmeer 
anzusehen, Kossinns rechnel es zum Atlant. Ozean. — 36 ) Vom Adriat. Meer 
sind volle - , nachsei •. — 37 ) Das Austral-aaiatische Mittelmeer hat 8, ]5 Mill. qkm 
und 1220"' Mitteltiefe. -- ■■■*) Das Bering-Randmeer hat 2, 27 Mill. qkm, 1440™ 
Mitteltiefe. — 39 ) Die Barents-Sec ist hier nach Kossinna bis zum Kap Tschel- 
jnskin gerechnet, was kaum richtig erscheint. — 40 ) Golf von Siam, Borneo-See, 
- a ) Diese hohe Mitteltiefe folgt aus der Zurechnung des tiefen 
3< i 'i Timor. 



§203. Mitteltiefen d. Einzelmeere. — §204. Erläuterung, z. Tiefeeekarte d. Erde. öuT 

.Noch 1 ransgri'ssionsmeere : km 

35. Hudson-Bai (Mittelmeer) 1230000 

36. St. -Lorenz-Golf (Laurent. Randmeer) 240000 

37. Britische Randseen 180000 

38. Nordsee mit Skagerak 575000 

39. Ostsee mit Kattegat (Mittelmeer). 420000 

40. Persischer Golf (Mittelmeer) . . . 240000 

41. Ostchinesisches Randmeer .... 1250000 

42. Ostl. Bering-Meer, vgl. 29 ... . 900000 

43. Baßstraße (Südaustr. Randmeer) . 75000 



Mitteltiefe 


'i roßte Tiefe 


Meter 


Meter 


130 


229 


125 


589 


55 


110 


94 


677 


ör, 


463 


25 


84 


190 


1651 


70 


111 


70 


82 



Summa: Transgressionsmeere . . 116100C0 



Summa: II. Nebenmeere .... 40350000 — 

Unter diesen Flachmeeren sind nicht enthalten die großen Schelfe längs 
der Kontinentalküsten, welche keine geschlossenen Meeresbecken bilden. 

«5 204. Erläuterungen zur Tiefseekarte der Erde. Der am besten durch- 
forschte Atlantische Ozean zeigt in der Mittelachse einen die Zickzack- 
linie der Ufer wiederholenden unterseeischen Rücken (Atlantische Schwelle), 
über dem das Senkblei selten mehr als 3000"' herabsinkt. Als Südatlan- 
tischer (oder Ch allenger) Rücken zieht er sich von Tristan da Cunha 
nordwärts bis zum Äquator. Nach einer Einsenkung, die südwestwärts zu 
einer sehr tiefen Rinne führt (bis 7000 m ), erstreckt sich die Erhebung nach 
NW, um als Nordatlantische Schwelle unter dem Wendekreis sich nord- 
ostwärts zu wenden und zum Azoren -Plateau (Dolphin-Rücken) auszu- 
breiten. — Hierdurch werden die großen atlantischen Mulden, die sich wieder 
in einzelne Becken und Mulden gliedern, längs der beiden kontinentalen Seiten 
geschieden. Gehen wir wieder von S aus. Die Ostatlantische Mulde 
beginnt mit einer mehr als 5000 m tiefen, aus hohen Breiten nordwärts ziehen- 
den Mulde, die fast bis zum Wendekreis reicht (Kapmulde). Eine quer 
vom Atlantischen Rücken nordostwärts bis gegen die Walfisch-Bai ziehende 
Schwelle scheint die Nordgrenze für die kalten Polargewässer der Tiefe in 
der Kapmulde zu bilden. Denn das Tiefenwasser des von hier bis über den 
Äquator reichenden Westafrikanischen Beckens ist um 2° wärmer als 
das der Kapmulde. Etwa ^,.10 ° N beginnt die Hauptmulde sich wieder bis 
unter 5000 m zu senken. Man kann die sich von hier bis in die Breite Portu- 
gals erstreckenden Einsenkungen der östlichen Hauptmulde die Nordafri- 
kanische Mulde nennen. — Auch im W werden die tieferen Becken durch 
eine Querschwelle, die .sich von der südbrasilianischen Küste zwischen 30° 
und 40° S ostwärts zum mittlem Rücken zieht, von den polaren Becken ge- 
trennt. Das breite Brasilianische Becken (0° — 30° S) zeigt einzelne 
Einsenkungen bis über 6000™. Ausgedehnter ist das Nordatlantische 
Becken mit ähnlichen Einsenkungen. Im Süden beginnt es mit der schmaleren 
Westindischen Mulde, an deren Westrand im Puertorico- Graben 
das Senkblei erst bei 8500 m den Boden erreichte. Zwischen den Azoren und 
der Neufundlandsbank sich gleichfalls verschmälernd hat die Westatlantische 
Mulde ihre Fortsetzung im Labrador-Becken (bis 4400 m ). Eine Schwelle 
von rund 700 m Tiefe scheidet von diesem das Becken der Baffin-Bai. Im 
NO findet der Boden des Atlantischen Ozeans seine Grenze an dem von Schott- 
land über die Färöer nach Island und von dort nach Grönland hinüber ziehen- 



606 Buoh 11. Physikalische Geographie. — Kapitel III. Das Meer. 

den Racken (Isländischer Rücken), der. bis über SOO™ unter dem Meeres- 
Spiegel hinaufreichend, verhindert, daß »las kalte polare Tiefenwasser sich 
mit dem des Ozeans mischl (S. 524). 

l>a- Bodenrelief der beiden anderen Ozeane scheint sich, soweit wir 
«^ heute beurteilen können, in einfacheren Verhältnissen zu bewegen. Der 
Indische Ozean, in weiten Bretreckungen gleichförmig etwa lOOO" 1 tief. 

hat US Osten bis übel 5000 ni tiefe Becken, deren nördlichstes sich zwischen 

den Sunda-Inseln and Australien auskeilt, und hart an jenen Inseln einen 
dex tiefen Gräben (Sunda-Graben 7000 m ) einschließt, während «las Büd 

lichere sieh längs der Südküste Australiens hinzieht. Tm Tunern des llaupt- 
beckens bietet der schmale von den Malediven bis ZU den Tschagosinseln 

reichende Tschagos Rücken sowie die breitere Schwelle, aut der sich die 

hellen und die Maskarenen erheben (M B s k a re n en - Seh wel le) , die 

hauptsächlichste Gliederung. Madagaskar ist durch die Mozambique- 
Schwelle von weniger als 2000° Tiefe mit Afrika verbunden. Im S dieses 
11 ans scheint sich «ine tiefe Mulde (über 5000'") /.wischen den breiteren 
Schwellen, auf denen sich im \V die Crozetinseln, im () die Kerguelen erheben, 
meridional l>is zu den tiefern Becken zu erstrecken, welche die Yaldivia-Tief- 

see-Szpedition längs des 60* S aufgedeckt hat. 

Im GroS.en Ozean findet eine allmähliche Senkung von Südost nach 
Wesl und Nordwesten statt. Zwar finden wir an der Peruanischen Küste 
ein bis üb <i Inno'" tiefes Hecken, das hart an der Küste den schmalen Ata- 
kama- (J raben (bis 7600 m ) in sich schließt. Dann aber breitet sich bis zu 

der Gruppe der Niedrigen tnseln und nordostwärts über die Galäpagos-Inseln 

bis nach Zeiit ralamerika reichend eine einförmige Schwelle von weniger als 
4000'" aus. Sie ist im X und \V von tiefern Gewässern umgeben, die sich 
dann in der Westhälfte des Ozeans sowohl gegen Neuseeland hin als gegen 
Ostasien hin bis unter 5000"' hcrab-;enken. Hart am ehemaligen Kontinental- 
raud hat man in dem Kermadec- und Tonga-Graben die gewaltigen 
Tiefen von 9000. 111 , ja 9400* gefunden. Ob nun die große Westhälfte des nörd- 
lichen Stillen Ozeans abgesehen von der ausgedehnten Schwelle, auf der sich 
die Hawaii-Inseln erheben, überall mehr als 5000" 1 Tiefe besitzt, wie neuere 
Ozeanographen annehmen, ist noch fraglich. Jedenfalls ist dieser Teil des 
Ozeans wiederum durch drei der merkwürdigen Tiefseegräben ausgezeichnet, 
in denen da- Senkblei stets mehr als 7000"' herabsinkt. Der schmälste seheint 
dei Aleuten- Graben (71'H)" 1 ) zu sein, der sich längs der gleichnamigen 
Inselkette bogenförmig herumzieht. Weit ausgedehnter an Fläche ist, die 
Japanische Senke von sichelförmigem Umriß mit der Tuscarora-Tiefe 
>"'). Auch hat sich ein solcher Graben zwischen den Marianen und den 
Westkarolinen ergeben, der durch eine der größten Meerestiefen (9636"'), 
die man bisher aufdeckte, ausgezeichnet ist (Marianengraben). Noch 
tiefe)- senkt sich jedoch (bis 9780 m ) der Philippinen-Graben im O dieser 
Inselgruppe (S. 11*9). 

> 
Das Nördliche Eüsmeer, aus zwei bis 3600™ reichenden tiefen Becken 
ehend 4 *), da- wir nach obigem hei der fdandseh welle beginnen lassen. 

42 ) Die seit iHfiS in 1H 1 '," X auf den Karten verzeichnete große Tiefe von 
4850 m ist 1898 durch die Nachforschung von Nathorst, der dort nur 3145" 1 lotete, 
nicht bestätigt (Geogr. Jahrb. XXIV. 1901, 184). 



§ l'04. Erläuterungen usw. — $ 205. Die regionale Bedeckung d. Meerbodens. 509 

ist auch mannigfaltig gestaltet. Den Süden aini t zwischen Norwegen, Spitz- 
bergen und Grönland das Europäische Nordmeer ein. Längs des Nord- 
randes von Asien breitet sieb ein mächtiger Schelf aus, bis nach Franz-Joseph- 
Land und Spitzbergen reichend. Dieser hat vor allem Veranlassung zu der 
frühem Annahme gegeben, »laß das Arktische Polaimeer durchweg Flachsee 
sei. Aber die Forschungen Nansens haben gezeigt, daß diese flache Stufe 
plötzlich einem tiefen breiten Graben Platz macht, der sich bis auf 3850 m 
herabsenkt 43 ) und vom Boden des Europäischen Nordmeers durch eine hohe 
Schwelle (800"') getrennt ist. Wie weit sich diese Senke nach N erstreckt, 
wissen wir nicht. Vor der Hand wird man diesem Eismeer auf Grund dieser 
überraschenden Entdeckungen, welche die Kette vom Tiefbecken des Atlan- 
tischen Ozeans so weit nach N fortsetzen, wohl eine mittlere Tiefe von 1200 m 
zuschreiben dürfen. Über die Tiefen des Antarktischen Meeres haben 
die neuern Expeditionen manche Aufklärungen gebracht. Sie legen den Ge- 
danken nahe, daß die Landflächen mehr der östlichen Antarktis angehören, 
wogegen der Westen mehr vom Meer eingenommen ist. Und hier scheint 
im S des Atlantischen und Indischen Ozeans ein sehr tiefes Becken weit nach 
S auszugreifen, da man noch südlich des Polarkreises mehrfach 5500 m44 ) lotete. 

§ 205. Die regionale Bedeckung- des Meeresbodens 45 ). Nur wenige 
Stellen hat man gefunden, wo der Meeresboden aus festem Felsgestein be- 
steht. Im Flachmeer können starke Gezeitenstiöme ihn allerdings reinfegen, 
und manche in Meeresstraßen stärker wirkende unterseeische Strömungen 
verhindern dort die Auflagerung lockerer Bedeckung. Im allgemeinen aber 
haben die heraufbeförderten Bodenproben lockeres Bedeckungsmaterial er- 
geben. Leicht erkennt man in diesem ein solches von kontinentalem in der 
Nähe von Land gebildeten (daher auch „terrigen" genanntem) und ein 
solches von marinem oder pelagischem Ursprung, ausschließlich aus 
Resten von Meerestieren und Erzeugnissen des Meeresgrundes 46 ) bestehend. 
Unter den kontinentalen Ablagerungen erscheint es zweckmäßig, noch die 
küstennahen „litoralen" von den entfernteren ,,halb- oder hemipela- 
gischen" zu unterscheiden. 

Längs der Küsten tragen die Flüsse Massen von Sedimenten herab, 
die von dem Wellenschlag zu Sanden zerrieben werden 47 ), um, je feiner 
sie sind, immer weiter seewärts zu gelangen. Dazu tritt der feinerdige 
Schlamm, der zwar rasch beim Eintritt des Flußwassers in das Salzwasser 
zu Boden gefällt, aber nachmals von den Wogen aufgewühlt durch Strö- 
mungen weithin verfrachtet und abgelagert wird. Dieser mit Resten von 



4:i ) Fr. Nansen. The Norwegian North Polar-Expedition, 1893 — 96, Scient. 
Results Vol. IV. 1904. — 44 ) G. Schott, Bodenformen und Bodentemperatur des 
südl. Eismeeres mit Karte 1 : 25000000 (Pet. Mitt., 1905, 241 ff.). — 45 ) O. Krümmel, 
Ozeanographie I, Kap. 2, Die ozean. Bodenablagerungen, 152 — 214; K. Andree, 
Geologie des Meeresbodens, II, Bodenbeschaffenheit u. nutzbare Materialien am 
Meeresboden. Berlin 1920; mit Karte (flächentreue Proj. 1:90 Mill. i. Äqu. nach 
den Karten d. Atlant, u. d. Ind. Ozeans von E. Murray u. E. Philippi 
[Tiefsee-Exped. .,Valdivia" X 1908]) und des Stillen Ozeans von E. Murray und 
G. v. Lee (Mein, of the Museum of Comp. Zoology. XXXVIII, Cambridge 19C9); 
alle drei flächen treue Karten im Kugelmaßstabe 1:40 Mill. In nur 1:256000000 
verzeichnet Krümmel (a. a. O. 192) die hauptsächlichsten Bodenarten. — 46 ) Joh. 
Walt her, Bionomie des Meeres (Teil I, Die Einleitung in die Geologie als histor. 
Wissenschaft, Jena 1893) und Lithogenesis d. Gegenwart (Teil III der Einleitung), 
1894, 857 — 973. — 47 ) Thoulets Klassifikation der Meeressedimente nach Verhältnis 
von Sand und Schlamm (Geogr. Jahrb. XX, 1897, 196.) 



510 Buch II Physikalische Geographie. — Kapitel 111. Das Meer. 

eren berate durchsetzte Schlick bedeckl die ubdrgangszone von Flach- 
uiul Tiefsee und auch den Boden der meisten tiefen Nebenmeere. Je nach 
den Ursprungsstätten oder besonderen Beimischungen hat dieser Seeschlamm 
verschiedene Färbung. Am verbreitetsten ist der blaue Schlick, und das 
Auftreten desselben in antarktischen Regionen ist einer der Gründe dafür. 
daß größere Pestlandsmassen in der Antarktis /u vermuten sind. Örtlich ge 

-eilen sieb KU diesen Gebilden vulkanischer und Kora 1 le nsch lam in . 

was bei der weit. 'ii Verbreitung unterseeischer Vulkanausbrüche, die Asche 

und Bimstein massenhaft auswerfen, nicht verwundern kann. 

Kann man die Beimischung von Seetiergehäusen und deren Reste 
in den kontinentalen Ablagerungen durchschnittlich bereits zu 20 — 30 ",, 
annehmen, so libsrwiegen dieselben in der allgemeinen Bodenbedeckung 
aller tiefen Meeresbecken bis etwa -1 — 5000'" herab. Erst die Schleppnetz- 

und Wasserschöpfvorrichtungen der letzten Jahrzehnte haben uns 
einen Begriff von der erstaunlichen Bienge von Lebewesen gegeben, die das 
Meer beherbergt. Das Pflanzenleben erlischt allerdings sehr bald und reicht 

im allgemeinen nicht übar eine Schichl von etwa 250 m , oder so weit das Meer 
noch vom Sonnenlieht durchleuchtet wird. Aber das Tierleben entwickelt 
sich in erstaunlicher Füllt 1 auch in großem 'riefen und muß also, soweit es 
Kalk oder Kieselsäure ausscheidet, nicht wenig zur Bildung eines Tiefsee- 
Bchlammes beitragen. Diesem mischen sich alle diejenigen feinverteilten 
Produkte bei, die vom Wind oder durch Strömungen über die Ozeane aus- 
gebreitel werden, wie ■/.. B. die Staubfälle, welche im Nordostpassat oft auf- 
tretend aus der Sahara stammen, oder die Aschenregen vulkanischer Aus- 
brüche leinen. Auch kosmischer Staub fehlt den Bodenproben nicht. 

Unter dem Namen Plankton (nla^oj, umhertreiben) hat man seit einigen 
Jahrzehnten alle die zahllosen kleinen Organismen zusammengefaßt, die schwim- 
ini ml. aber willenlos den Bewegungen des Wassers folgend, alle Meeresschichten 
erfüllen — im Gegensatz zum Xekton (vrjxxöc. schwimmend), den selbsttätig 
schwimmenden Tieren, und dem Benthos [ßivftoe, die Tiefe), dem Inbegriff aller 
an den Meeresboden gebundenen kriechenden oder festgewachsenen Tiere. 

Dieses Plankton liefert also in erster Linie das Material zum orga- 
nischen Tiefseeschlamm, der zu 60 — 80% aus solchen kalk- oder kiesel- 
haltigen Tierresten besteht. Hinein Regen gleich sinken die Schalen und Skelet- 
teile nun beständig in die Tiefe. Wenn trotzdem die tiefsten Becken nur 
unbedeutende organische Beimischungen zeigen, so rührt dies offenbar von 
einer sich immer verstärkenden Zersetzung der Organismenreste her, welcher 
beim Herabsinken ausgesetzt sind. Der mit der Tiefe zunehmende Kohlen- 
.-auregehalt dee Wassers löst die Kalkgehäuse unter wachsendem Druck mehr 
und mehr auf, und so kommt es. daß kalkige Ablagerungen nur die Erhebungen 
des Meeresbodens (bis £ — UOOO" 1 unter dem Meeresspiegel) bedecken. Infolge 
dee Vorherrschens einer Gattung von Foraminiferen, der Globigerina, hat 
man die verbreitetste dieser Kalkschlammbedeckungen Globigerinen- 
schlamm benannt. Auf dem Rücken im südatlantischen Ozean überwiegt 
dagegen der Pteropode nsch lamm, erfüllt von den Schalen winziger Mol- 
lusken, in den arktischen Regionen der von den Kieselpanzern der mikro- 
skopischen Algen durchsetzte jpg. Diatomeenschlamm 48 ). 

* 8 ) Die oben genannten Bodenbedeckungen nennt Krümmel, weil haupt- 
sächlich auf den großen unterseeischen Schwellen und Kücken abgelagert, epilo- 
phische (aus ).6<po;, der Nacken), denen er die abyssischen (Tiefseeton und 
Kadiolarienschlamm) gegenüberstellt. 



§205. Die regionale Bedeckung usw. —§206. Chemische Zusammensetzung usw. 511 

Aus den Tiefen Von mehr als 4000 m hat man zumeist einen weichen 
Ton von roter Farbe, den Tiefseeton, heraufgeholt, in dem die organischen 
Beimischungen nur noch etwa 10 % bilden. Er ist von größter Verbreitung 
und scheint ein Zersetzungsprodukt vulkanischer Auswurfsstoffe zu sein. 
Hier und da wird er an den tiefsten Stellen von einem Schlamm abgelöst, 
in dem die Kieselpanzer winziger Strahl- oder Gittertiere auftreten, dem sog. 
Radiolarienschlamm. 

Die Berechnungen der Flächen, welche von diesen Ablagerungen bedeckt 
werden, leiden noch sehr an der Unsicherheit der Grenzeinzeichnungen. Die 
neuesten derselben 49 ), nehmen rund 25 Prozent des Meeresbodens für die Ab- 
lagerungen kontinentalen Ursprungs in Anspruch; unter denjenigen pelagischer 
Herkunft scheint der Globigerinenschlamm (37%) doch beträchtlich zu überwiegen. 
Die neue Berechnung gibt dem Tiefseeton nur 29%. 

Der Tiefseeton nimmt unser Interesse auch insofern in Anspruch, als 
man in den Sedimenten der Landfläche keinem ähnlichen Gebilde begegnet 
ist, während die kontinentalen Ablagerungen der Form und Zusammen- 
setzung nach ebenso wiederkehren wie der Globigerinenschlamm, dem man 
die Schreibkreide und Nummulitenkalke rücksichtlich ihrer Bildungsweise 
an die Seite stellen kann. Man wird daraus allerdings nur schließen dürfen, 
daß die heute vom Tiefseeton bedeckten Flächen seit Beginn dieses Nieder- 
schlages niemals in beträchtlich höherem Niveau gelegen, vor allem der Land- 
f lache nicht angehört haben werden. 

II. Das Meerwasser. 

§ 206. Chemische Zusammensetzung des Meerwassers. Man hat Wasser - 
Schöpfapparate hergestellt, welche gestatten, Wasserproben aus jeder 
beliebigen Meerestiefe zu schöpfen, ohne daß diese beim Heraufziehen sich 
wieder mit solchen anderer Schichten mischen. Meist handelt es sich um einen 
beiderseits geöffneten Metallzylinder, durch den also das durchsunkene Wasser 
zunächst durchlaufen kann, bis in bestimmter Tiefe die Deckel oder Ventile 
durch — längs der Leine — nachgesandte Gewichte oder selbsttätig mittels 
Gegendrucks des Wassers beim Hinaufziehen geschlossen werden. 

Die chemische Analyse solcher Proben hat ergeben, daß das Ober- 
flächen-Wasser der offenen Ozeane durchschnittlich etwa 35 Pro- 
mille fester Stoffe in aufgelöster Form enthält, die bei Verdampfung 
als feste Bestandteile zurückbleiben; es sind dies insgesamt die sog. Meeres - 
salze, unter denen Kochsalz die Hauptrolle spielt. Danach würde sich bei 
vollkommener Verdunstung des Meereswassers eine Salzschicht von etwa 

49 ) Krümmel 1907 (a. a, O. 205) u. K. Andree (Anm. 45, S. 554) geben 
Schätzungen für die einzelnen Ozeane. — 50 ) S. die älteren Murrayschen Berech- 
nungen in metrisches Maß übertragen von A. Supan in Pet. Mitt. 1892, LB. 1164. 
Überträgt man die neuern Murrayscher Werte richtig (Andree nahm die 59-mile 
zu 2, 56 statt 2, 5S qkm an), so beziehen sich heide Berechnungen fast auf die gleiche 
Gesamtfläche. Im einzelnen entfallen in Mill qkm: 

Litorale Hemipelag. Globig.- Pteropod.- Diatom.- Tiefsee- Kadiola- 
nach Ablag. (Schlick) Schlamm Schlamm Schlamm ton rien-Schl. 

Krümmel (1907) • . 33, 55, , 105, 6 1, 4 23, 2 130, 5 12, 2 . 

Murray (1908/9) . . 89,^ 130, 4 L 3 26, 5 102, 8 10, 4 - 

Krümmel wies auch die großen Flächen von nur 3 — 4000 "> Tiefe im Stillen 
Ozean dem Tiefseeton zu (V). 



512 Buch II. Physikalische Geographie. Kapitel 111. Das Meer, 

Höhe auf dem Beden absetzen, eine Menge, die die drei großen Mittel- 
meere, du Amerikanische, Romanische und Anstralasiatische, bis zum Rande 
ausfüllen würde M. 

In Umk) Gramm Meerwasser befinden sich .'i.~> Gramm Salze, in einer Tonne 
von I'hhp | )> wir froher die gesamte Meeresmasse zu 1;{72(MM)(KH) ,M <"> 

annahmen (6. 270) bo müssen wir zunaohst «las Gewicht dieser Wassermasse be- 
stimmen, am die absolute Menge darin gelöster Salze annähernd zu schätzen. In- 

folge der Zu-ainnie] druekharkeit des Meerwassers hat dasselbe durchschnittlich 

ein höheres spezifisches Gewichl a a an der Oberfläche; dies kann zu l. 03 fl7 oder 

rund I , angenommen Weiden (S. 496). Es wiegt also das Wasser des Meeres, da 

1 Wasser von 4° C ein Gewicht von 1000 MilL Tonnen hat, 1372X 

1000> l.„, 14261 I'.ill. !.,,„., Trill. Tonnen ( L427, 4 TrilL kg> Wenn nun 

in jeder Tonne ;>.v> -' feste Salze enthalten sind, bo winde sich bei völliger Verdunstung 
des Meeres eine Salzschioht von 19946 ( it-'T,, \ 35) Billionen Tonnen nieder- 
schlagen. Diese nehmen, wenn die Salze durchschnittlich ein spezifisches Gewicht 
v.M, -j.,., besitzen daher einen Raum von 22 600000 «M™ ein ( = 49927 BilL cbkm : 2, 22 ). 
Bei gleichmäßiger Verteilung übet die Meereafläohe 8 ) (.'Wl 000000 n km ) winde sich 
slso eine Schicht von rund 62 (62,,)«« Höhe ( 22, 6 .Mill. cbkm : 361000000 qkm) 
bilden. 

Der Promillegehall des Meerwassers an Salzen wechselt, wie wir sehen 
werden; aber außerordentlich gleichförmig ist das Verhältnis der einzelnen 
Bestandteile unter ihnen in allen Zonen und Tiefen gefunden. Die Chlor- 
verbindungen herrschen durchaus vor und betragen 3 ) ca. 89% aller Bück- 
stände, gegen 11",, entfallen auf schwefelsaure und nur l / z % auf kohlen- 
saure Sal/.e. Tut er den ersten ist das Kochsalz (Chlornatrium) Haupt- 
bestandteil (78%), von ihm rührt der salzige Geschmack des Meerwassers 
her; an trockenen Küsten salzarmer Länder verschafft man sich in sog. Salz- 
gärten durch Verdunsten des Meerwassers das nötige Salz. Dazu tritt Chlor- 
magnesium (bis 11%), welches mit dem Bittersalz (schwefelsaure Ma- 
gnesia fast 5%) dem Meerwasser den widerlich bitteren Geschmack verleiht. 
Der Kalkgehall tritt wesentlich in der Form des Gipses (schwefelsaurer 
Kalk .') J _.",, bis 4%), nur unbedeutend in der des kohlensauren Kalkes 
auf 4 ). Das Letztere kann verwundern, da umgekehrt bei den Flüssen unter 
den chemischen Beimischungen kohlensaurer Kalk die Hauptrolle spielt, 
Kochsalz ganz zunickt litt (S. 334). Man muß daraus schließen, daß der Salz- 
gehalt des Meeres nicht von den kontinentalen Zufuhren allein herrührt. 
Langsl isl die Ansicht aufgegeben, daß derselbe auf großartige Salzlager 
am Meeresgrund zurückzuführen sei. Sie wird schon durch die Erfahrung 
widerlegt, daß in einer so außerordentlich verdünnten Salzlösung, wie sie 
das Meer darstellt, unmittelbare Salzniederschläge sich überhaupt nicht 
bilden können. Dasselbe haben aber auch die Grundproben bestätigt. Der 
Salzreichtum scheint daher dem Ozean schon zur Urzeit eigen gewesen zu 
-ein. wenn auch nicht im gleichen Grade wie heute, weil die Gesteinsbildung 
einen großen Teil der einstigen Wassermasse der Erde verbraucht hat. Man 

') Krümm. 1, Handh. der Ozeanographie, I, 1907, 227. — 2 ) Wenn 
v. Richtlinien (Das Meer u. d. Kunde v. Meer, Festrede, Berlin 1904, 12) der 
Salzschichl eine Dicke von 40 ,n gibt, bo ist zu beachten, daß er die Salzmasse 
auf die ganze Erdkugel (510000000 'i kni ) verteilte. — 3 ) Obige Prozentzahlen nach 
Ditt mar (Ghalienger Report, Phys. and Chemistry I, 1884). — 4 ) Näheres über 
die Einzelstoffe bei Thnulet, Oceanographie stat. 1890, 286 ff., Krümmel, 
Handbuch I 1897, 218 ff. 



§206. Chemische Zusammensetzung. — §207. Spezifisches Gewicht d. Meerwassers. 513 

müßte ihn in d ; esem Falle auf eine mächt'ge Entgasung des sich abkühlen- 
den Erdkörpers zurückführen, die gleichzeitig die gewaltigen Wassermassen 
des Meeres in Gasform mit ausschied, bevor sich diese verdichteten 5 ). 

Die großartigen chemischen Umsetzungen, welche im Meere vor sich 
gehen, werden wesent'ich durch die in ungeheuren Mengen vorhandenen 
Organismen vermittelt. Einmal, indem aus den absterbenden und faulenden 
Tierresten Schwefelwasserstoff und damit mittelbar -unter Hinzutritt von 
Sauerstoff Schwefelsäure entsteht, welche den kohlensauren Kalk in Gips 
verwandelt. Dieser wird von den Pflanzen aufgenommen und in organisch 
saure Kalksalze umgesetzt, welche dann das Material zu den Ausscheidungen 
kohlensauren Kalkes in den Skeletteilen der von jenen Pflanzen lebenden 
Tiere abgeben, ähnlich wie die äußerst geringen Spuren von Kieselsäure ge- 
nügen, um Billionen feiner Panzer mikroskopischer Organismen zu erzeugen. 

An Gasen enthält das Meerwasser Kohlensäure und atmosphä- 
rische Luft. Die erstere rührt von dem Lebensprozeß der Tiere her, die 
Kohlensäure ausatmen. E ; n Teil derselben wird in den oberen Meeresschichten 
von den Meerpflanzen allerdings wieder verbraucht. Da sich nun auch in 
den Tiefen, trotzdem die Pflanzen fehlen, doch keine wesentlich größere Menge 
Kohlensäure findet, so spricht dies für einen Kreislauf der Gewässer in der 
Tiefe. — Die Luft wird vom Meere an seiner Oberfläche aufgenommen, und 
zwar in desto größerem Maße, je kälter es ist, wie dies auch beim reinen Wasser 
der Fall ist. Absr während die Atmosphäre sich bekanntlich aus 21 Raum- 
teilen Sauerstoff und 78 Teilen Stickstoff zusammensetzt, besteht die von 
der Meeresoberfläche absorbierte Luft zu etwa 1 / z laus Sauerstoff und nur 
zu fast 2 / 3 aus Stickstoff, was für die durch Kiemen atmenden, übrigens an 
Sauerstoffverbrauch sehr wenig Ansprüche erhebenden Wassertiere von großer 
Bedeutung ist. In der Tiefe wird der Sauerstoff allmählich durch den At- 
mungsprozeß der Seetiere xind die Verbrennung faulender Stoffe vermindert, 
während der Stickstoffgehalt der gleiche bleibt. Dies gibt einen äußerst wich- 
tigen Anhaltspunkt, die Herkunft des Tiefenwassers zu bestimmen (§ 212). 
Reichtum an Sauerstoff zeigt immer an, daß das Wasser als Oberf ächen- 
wasser vor nicht langer Zeit in die Tiefe gelangt ist, er kann aber auch ört- 
lich durch vegetabilisches Plankton erzeugt werden. 

§ 207. Das spflzifische Gewicht des Meerwassers 6 ). Da die feinere Be- 
stimmung des Salzgehaltes im Meere mittels chemischer Ana'yse und Wägung auf dem 
schwankenden Schiff ausgeschlossen ist, bestimmt man die Gesamtmenge desselben 
auf mittelbarem Wege. Man wählt dazu einmal Aräometer (Hydrometer) von 
feiner Empfindlichkeit, welche noch Bruchteile von Tausendsteln des spezifischen 
Gewichts unterscheiden lassen. Auch hierbei hindern die Schiffserschütterungen 
leicht die genaue Ablesung des Skalenteils, bis zu welchem das Aräometer in die 
Wasserprobe eingesunken ist. Auch verwendet man u. a. ein leicht zu beobachtendes 
Refraktometer in Gestalt eines kleinen Fernrohrs, in welchem gleichzeitig die 
Brechungsexponenten je eines Tropfens reinen Wassers und des zu prüfenden Salz- 
wassers abgelesen werden. 

Das Meerwasser hat infolge seines Gehaltes an gelösten Salzen ein 
etwas größeres Gewicht als das reine Wasser. Ein Liter oberflächlichen 
Seewassers wiegt etwa 1024 bis 1028 Gramm. Das Gewicht hängt zu- 



5 ) v. Richthof en, Das Meer (Anm. 2), 16. — 6 ) Vergl. O. Krümmel, Handb. 
d. Ozeanographie I, 1907, 228 ff. 

H. Wagner, Lehrbuch der Geographie. 33 



."•1» Buch II. Physikalische Geographie, - Kapitel III. Das Meer. 

h von der Temperatur ab, weshalb man. um ein und dasselbe Aräometer 
gebrauchen zu können, den jeweiligen Sal zgehal t eTsI auf eine besti mm ( e 
N.m in alt emperat ux zurück füll ren muß. 

Leider herrsohl übet letztere aooh keine Übereinstimmung; in Deutschland, 
Rußland, Skandinavien wird auf die Zimmertemperatur von IT.," C (= 14° R.) 

reduziert, in England auf 80* P. ( l5, S(i " ('). während es am richtigsten wäre, auch 
hier wie !>ei -d vielen anderen Temperaturkorrektionen auf 0° C zu reduzieren. 

Unter spezifischem Gewiohl eines Körpers oder der Dichte versteht man in 
der Physik bekanntlich das Verhältnis seiner Masse tu der .Masse eines gleichen Vo- 
lumens reinen W 188) ra von I " C. Leider bildet letzteres aher wiederum zurzeit nicht 
allgemein tue Einheit des Vergleiches, vielmehr wählt man in Deutschland meist 
die obige Zimmertemperatur von IT.-," C, in England bald 4° C, bald 16, M " C zur 
Einheit und erhall auf diese W'.isc verschiedene „Spezifische Gewichte S", die zu 
□ Umrechnungen zwingen. Man bezeichnet sie der Kürze wegen mit 

•so- °m «m •©• »©■ 

Nur die drei letzten Werte entsprechen dein „absoluten spezifischen Qewioht" 
oder der Dichte, eben weil sie auf reines Wasser zu 4 " ( ' bezogen sind. In Deutsch- 
land bezeichnet man nur den letztgenannten Ausdruck als absolutes spezifisches 
Gewiohl des Ueerwassers; t" ist darin die jeweilige örtliche Temperatur. 

Man hat nun den Salzgehalt, d r einem Wert des durch das Aräometer ge- 
fundenen spezifischen Gewichts entspricht, zu bestimmen und daraus eine sog. Salz- 
Itskonstante zu berechnen gesucht, mit der man die Bruchziffer des spe- 
zifischen Gewichts zu multiplizieren hätte, um den Salzgehalt in Grammen zu er- 
halten. Diese Ziffer ist bei den verschiedenen Einheiten, von denen man ausgeht, 

/17,r°\ 

Oieden, sie betragt etwa 1309 für das spezifische Gewicht S ('',>) und 

einen Salzgehalt von 2f> bis 36 °/ M , ist aber kleiner für geringeren Salzgehalt 7 ). Man 

hat also: Promille des Salzgehalts = 1309 X Bruchziffer des spezifischen Gewichts. 

tspreohen rieh, da (1,025— 1) X 13 <>9 = 0,025 X 1309 = 32,7 sind: 

Spezifisches Gewicht . . . !.„..-, 1, 02 6 l»o« E028 1*029 

Salzgehalt für S (jl' 5 ) . 32„ 34, 35, 3 36, 6 38, . 

Man besitzt Tabellen zur Umrechnung aller dieser Angaben 8 ), zugleich aber auch 
solche aber die Dichte des Seewassers bei verschiedenen Temperaturen bezw. ver- 
schiedenem Salzgehalt"). 

Die Schwankungen des Salzgehalts. Auf der Oberfläche der 
großen Ozeane 10 ) schwankt der Salzgehalt zwischen 31 und 38 Promille, 
das spezifische Gewicht zwischen 24 bis 29 (wenn man der Kürze wegen nur 
die Tausendstel desselben namhaft macht 11 ). Er is1 am stärksten (bis 37 im 
nördlichen Atlantischen Ozean) in der Region der Passate, weil diese trockenen 
Winde die Verdunstung im hohen Grade befördern, nimmt ab auf 34 — 35 
in der Zone der Wind-t illen. nördlich des Äquator, woselbst neben der Ver- 
ringerung der Verdunstung auch die äquatorialen Regen noch erniedrigend 

'•) Nach Knudsi n, -. Krümme] a. a. O. 237. — 8 ) Thoulet, Oc6anogr., 

227. — '') ML Knudsen, Hydrograph. Tabellen, Hamburg 1901, mit Nachtrag 1904. 

V. rgi. Anszug bei Krümmel, 2:54. — '") Gerh. Schotts „Karte des Salzgehaltes 

IberflachenwaBse] der Ozeane", Aqu.-Maßst. 1:80000000 nebst Text in Pet. 

. . Mitt. 1902; Krümmel, räuml. Verteilung d. Salzgehalts a. a. O. 324 — 69. 

— ") Diese Tausendstel bezeichnet man auch mit a = (s — 1).1000, wobei e 

ftfeereswaeserfi bei 0° C, bezogen auf destilliertes Wasser 

bei 4°, bedeutet. 






§ 207. Das spezifische Gewicht des Meerwassers. — § 208. Die Farbe des Meeres. 515 

wirken. Der Golfstrom befördert salziges Wasser (35 — 36) nordostwärts 
nicht nur bis an die Küsten Europas, sondern bis in das Eismeer jenseits 
des Nordkaps, während die kalten Strömungen mit ihren schmelzenden Eis- 
bergen längs der Küste Nordamerikas schwach salzhaltiges Wasser (32 — 33) 
Südwärts führen. Ähnliches wiederholt sich im Stillen Ozean, nur daß hier 
und im Indischen Ozean die höchsten Werte nicht gefunden sind. 

Bei der Größe der atlantischen Abdachung, die dem Atlantischen Ozean 
so viel reichlichere Menge süßen Wassers zuführt, sollte man das Gegenteil erwarten. 
Aber gerade diese öffnet ihm mit seiner Umsäumimg niedrigen Landes — im Gegen- 
satz zur umschlossenen Umrandung der anderen Ozeane — die Landfächen und 
ermöglicht den Westwinden die Entführung gewaltiger Dampfmassen bis in das 
abflußlose Innere von Asien, bedingt also dauernden Wasserverlust und damit den 
höheren Salzgehalt im Ozean 12 ). 

Unter den Mittel- und Nebenmeeren treten große Gegensätze 
hervor. Romanisches Mittelmeer und Rotes Meer sowie der Persische Golf, 
nur durch enge Straßen mit den Ozeanen verbunden, erheben ihre Salinität 
infolge starker Verdunstung durchweg auf mehr als 37 und erreichen inner- 
halb der mehr im Wüstengürtel eingebetteten Gebiete 38, 39, ja im Norden 
des Roten Meeres selbst 41. — Das Amerikanische Mittelmeer, größtenteils 
noch durch die Passate beeinflußt, hat auch noch ziemlich hohen Salzgehalt 
(über 35). Das Australasiatische dagegen, weil in der feuchten Äquatorialzone 
gelegen, nur 32 — 34. Längs der Küsten wird infolge des Zuflusses süßen 
Wassers der Salzgehalt geringer, im St. Lorenz-Golf beträgt er nur 30,5. 
Dasselbe gilt von Binnenmeeren inmitten ausgebreiteter Flußgebiete, wie 
dem Schwarzen Meer, das 17 — 18 Promille Salzgehalt besitzt, und der Ost- 
see, bei welcher dieser nirgends 12 übersteigt, im Norden und Osten aber 
viel geringer (3 und 4) ist. 

Die Unterschiede des Salzgehaltes an der Oberfläche verschwinden 
in den großen Ozeanen meist schon in Tiefen von 400 m — 500 m ; man begegnet 
im allgemeinen einer geringen Abnahme des Salzgehalts bis etwa zur Tiefe 
von 2000 m , und dann wieder einer kleinen Steigerung, was mit der Wanderung 
der gelösten Salze nach den kälteren Tiefenschichten zusammenzuhängen 
scheint, Am Meeresboden hat sich der Salzgehalt ziemlich gleichmäßig zu 
34, 5 — 35. 5 gefunden, wenn diese an sich nicht wahrscheinlichen Differenzen 
in den Tiefen nicht überhaupt noch als Messungsfehler gelten müssen. In 
abgeschlossenen Nebenmeeren ist er in der Tiefe ausnahmslos 
stärker als an der Oberfläche. Besonders interessant sind diese Ver- 
hältnisse in den Meeresstraßen und kleinen Zwischenmeeren zwischen offenen 
Teilen des Ozeans und seinen Binnenmeeren, in denen sich Strömungen ver- 
schiedenen Salzgehaltes übereinander schichten. In Tiefen von mehr als 
30 m ist der Salzgehalt am Boden der Ostsee nicht mehr als 10, in der Beltsee 
25 — 30, im Skagerrak dagegen 35, 5 wie im offenen Ozean 13 ). 

§ 20 8. Die Farbe des Meeres. Die Durchsichtigkeit des Meerwassers 
ist im allg e meinen eine hohe, viele tropische Meere sind wegen ihrer kristallenen 
Klarheit berühmt. Man prüft die Durchsichtigkeit durch Bestimmung der 
Tiefe, bis zu welcher man herabgelassene weiße Scheiben noch erkennen 



12 ) A. Woeikof, Der Salzgehalt der Meere und seine Ursachen (Pet. Mitt. 
1912, I, 5—8, mit Karte 1:80000000). — 13 ) O. Krümmel (Pet. Mitt. 1895, 
81 ff. mit Karte und Profüen). 

33* 



."•lt> Buch 11. Physikalische Geographie, — Kapitel 111. Das Meer. 

kann. Tm Ionischen Moore hat man die Grenze bei 50° gefunden, in klaren 
M -.n mag das Sonnenlicht vielleicht bis I00 n dringen; darunter ist also 
voll ge Dunkelheit. Die chemische Lichtwirkung reicht weiter, nach neueren 
Versuchen bis zu 400'". Jedenfalls wechselt die Durchsichtigkeit be- 
trächtlich. 

Die Parbe des Meeres 1 *) stellt in enger Beziehung zur Durchsich- 
tigkeit. In küstennahen und flachen Meeresteilen herrseht grüne Farbe vor, 
Elaschengrün, die Ozeane zeigen dagegen blaugrüne bis intensiv 
blaue Färbungen. Ursache scheinen im allgemeinen Trübungen zu bilden, 
g den flaehen Gewässern Leichter auftreten. Die schwellend erhaltenen 
Stoffe weifen das eindringende Lieht in erhöhtem Maße zurück. Alles was 
eine raschere und vollständigere Ausscheidung dieser Trübungen bewirkt, 
muß die Durchsichtigkeit und damit die Bläue des Meeres vermehren. Da in 
kälterem Wasser diese Abscheidung verlangsamt wird, so ist verständlich, 
warum polare Gewässer grünlicher erscheinen. Das gleiche ist aber mit 
dem aus der Tiefe aufsteigenden sog. Auftriebwasser (§ 222) der Fall. Die 
peruanische Küstenströmung zeigt z. B. nahe der Küste ostseegrüne 
Färbung. 

Daneben treten örtlich und zeitweise in den Meeren eigentümliche 
Mißfärbungen ein, wie der Seemann alle Abweichungen vom eigentlichen 
Seeb.au der Hochsee nennt. Dieselben rühren größtenteils von dem Massen- 
auftreten der kleinen Lebewesen der oberen Meeresschicht, dem Plankton 
(S. 510), her. Kleine rote Krebse erzeugen die „blutigen Seen", Quallen die 
gelblichen, Salpen grünliche Stellen usw. Die olivengrünen Streifen der 
ostgrönländischen See hat man mit dichten Diatomcenschwärmen in 
nahen Zusammenhang gebracht. Das Kobaltblau des Meeres bezeichnet 
daher recht eigentlich die an Plankton ärmeren Gegenden, wie z. B. die 

Sargassosee im Nordatlantischen Ozean hierher zu rechnen ist 
(§ 223) 15 ). 

Unter der nicht geringen Zahl von Meeren, deren Eigennamen von einer Farbe 
nomnien ist, ist diese Bezeichnung nur bei wenigen durch die Färbung des 
Wassers gerechtfertigt wie z. B. bei dm Gelben Meere, welches gelbe tonige Löß- 
partikelchen weithin schwebend verfrachtet. Der Kalifornische Meerbusen winde 
von den Spaniern Mar vermejo, das Rote Meer, genannt, wohl infolge des häufigen 
Auftretens roter ELrustentierchen. Den Ursprung des Namens des Roten Meeres 
(Erythräisches Meer) kannte man schon im Altertume nicht, ursprünglich ward 
darunter d r Indische Ozean verstanden. Jedenfalls treten Rotfärbungen des Wassers 
im Süden und im Arabischen Meerbusen häufig infolge von massenhaft erscheinen- 
den mikroskopisch kleinen Tierchen auf 16 ). Schwarzes und Weißes Meer verdanken 
ihren Namen jedenfalls übertragenen Bedeutungen. Der Pontus Euxeinos, im Mittel- 
alter Marc maggioro genannt, wird auf westeuropäischen Karten erst seit Ende des 
17. Jahrb. als Schwarzes Meer 17 ) in Übersetzung der Türkischen Kara tengis 
und d « Russischen Tschernoje more bezeichnet, wohl im Sinne des Unwirtlichen, 
:, -» dae Meer im grauen Altertum [&§fivac) vor seiner Erschließung geheißen 
haben solL Ihm tritt das Weiße oder Heilige Meer im Norden Europas, an dessen 
01er der Wallfahrtsort St Xicolaus bestand, gegenüber. 

") Krüm mel. in Geophys. Beobachtungen der Plankton-Expedition (1889), 
Kiel 1893, 89, mil Kart« -I « NordatL Ozeans. S. auch Geogr. Jahrb. XVIII, 1895, 191. 
Krümmet, Ozeanographie I, 25:3 ff.). — 15 ) Spring, Geogr. Jahrb. XX, 1897, 198. 
— 16 ) Vergl. Egli, Nomina geographica, 2. Aufl., Leipzig 1893, 792. — 17 ) Da- 
selbst, 73ö ff. 



§ 209. Die Wärmeverteilung im Wasser. — § 210. Verteilung der Temperatur usw. 517 

§ 209. Die Wärmeverteilung im Wasser. Unter Wärmekapazität 
oder spezifischer Wärme eines Körpers versteht die Physik die Anzahl 
von Wärmeeinheiten, welche die Masseneinheit um 1° C in der Temperatur 
erhöht. Dieselbe ist am größten unter allen bekannten Stoffen beim reinen 
Wasser, nämlich weit größer als bei allen die feste Erdrinde zusammensetzen- 
den und ebenso als diejenige der Luft; mit anderen Worten Wasser bedarf 
zur Erwärmung einer weit größeren Wärmemenge, erwärmt 
sich bei geringem Leitungs- und Durchstrahlungsvermögen weit langsamer. 
Umgekehrt gibt das Wasser bei der Abkühlung eine weit größere Wärme- 
menge an die Umgebung ab, die Ausstrahlung geht aber weit langsamer vor 
sich als bei festen Körpern. Dies bedingt, daß das Meerwasser, welches in 
ungeheuren Flächen der Sonnenbestrahlung ausgesetzt ist (die freilich durch 
Wolkenbildung mehr als auf dem Festland gemäßigt ist), am Tage und im 
Sommer eine gewaltige Menge Wärme aufspeichert, die dann nachts und im 
Winter langsam der Luft wieder zugeführt wird. Die Wärmemenge, welche 
ein Kubikmeter Seewasser bei der Abkühlung um 1° abgibt, reicht aus, um 
etwa' 3100 Kubikmeter Luft um.l zu erwärmen! 

Man pflegt die Wärmekapazität des reinen Wassers = 1 zu setzen. Dann 
stellt die des Salzwassers einen mit Zunahme des Salzgehaltes abnehmenden echten 
Bruch dar; je salziger es ist, um so leichter erwärmt es sich. Bei einem spezifischen 
Gewicht von 1, 02 7 ist die spezifische Wärme etwa 0, 93 18 ). Da nun die Wärme- 
kapazität von trockener und einem gleichbleibenden Druck ausgesetzter Luft nur 
0,241 19 ) und das spezifische Gewicht solcher Luft 13 /ioooo (genauer 0,001293) des 
reinen Wassers beträgt, so ergibt sich das Verhältnis, wie oben angegeben, zu 

*5-=3065cbra. 



0,001 293 -^ 0,241 

§ 210. Verteilung der Temperatur im Oberflächenwasser. Da das Meer 
seine Wärme ausschließlich durch die Sonnenbestrahlung empfängt, so ist 
klar, daß an seiner Oberfläche — im Gegensatz zum tieferen Wasser — so- 
wohl die höchsten Wärmegrade auftreten müssen, wie andererseits bei un- 
gehinderter Ausstrahlung in den kalten Luftraum auch die niedrigsten Tem- 
peraturen. Ebenso wird im allgemeinen die Erwärmung vom Äquator nach 
den Polen zu abnehmen und sich jahreszeitlich mit dem Stande der Sonne 
verschieben. Auf diese Verhältnisse der Insolation, d. h. der Sonnen- 
bestrahlung und des sog. mathematischen Klimas, gehen wir im nächsten Kapitel 
näl^er ein (§ 227). Hier ist daran zu erinnern, daß feuchte Luft und Wolken- 
decken die Wärmezufuhr im hohen Grade hindern, wie umgekehrt die über 
die Meeresfläche leicht hingleitenden Winde die Verdunstung urra damit 
die Abkühlung des Wassers befördern. Positive wie negative Extreme der 
Temperatur erreichen daher im Meere nicht entfernt die Höhe wie auf dem 
festen Erdboden oder in der Luft über dem Festland. Dagegen steht die Luft- 
wärme über dem Meere in engster Beziehung zu der Meerestemperatur. 

Die täglichen Schwankungen der letzteren sind gering, in den 
Tropen 20 ) kaum 1° C (0°, 9 ) im Durchschnitt, größer bei Windstille und klarem 
Himmel (1°, 6 ), am geringsten in höheren Breiten und bei frischem Wind und 

18 ) Thoulet, Oceanographie stat. 298. — 19 ) F. Kohlrausch, Lehrbuch 
der prakt. Physik, 12. Aufl. 1914, 733. — 20 ) G. Schott, Forschungsreise zur 
See 1892 (Erg.-Heft zu Pet. Mitt. Nr. 109 (1893), 11). Krümmel, Ozeanogra- 
phie I, 388 ff. 



M B Buch II. Physik.ilisclir Geographie. — Kapitel TU. Das Meer. 

ktem Himmel (0°.,): wo letzterer vorherrscht, gleichfalls weniger als 
'j ! 1 . Im allgemeinen ist die Wassertemperatur stets etwas größer 
als diejen ige der ttber dem Meeresspiegel befindlichen Luft. 
M ■ bat letztere im Durchschnitt in den offenen Ozeanen der Tropen um — f)°, 8 , 
in höheren Breiten um — l°„ C niedriger gefunden. Nur in geschlossenen 
. m und längs der Küste treten bei erhitzten Landwinden ofl andere Ver 
h&ltnisse auf. Im Mittelmeer ist das Wasser im Jahresdurchschnitl um ('".,. 
im Winter aliei um etwa 1"., warmer als die litift. wahrend es im Sommer 
ein wenig kälter ist (Juli — () ". 7 )- 1 )- 

Die höchsten gemessenen Temperaturen von mehr als 30° C aal 
man nur in abgeschlossenen Meeresbecken «'der Buchten gefunden wie im 
I; bei Mea ;-">l".,). noch mehr sogar im Nordende des Persischen Golfes 

Man erinnere sieh dabei, daß ein warmes Bad bei uns eine Wärme 
:7 R - 34°Czu haben pflegt. Allerdings hat man in tropischen Teilen 
des westlichen Stillen Ozeans gelegentlich wohl 32 "gemessen, aber als mitt- 
leres Maximum wird man in offenen Ozeanen 29° C annehmen müssen. — ■ 
Diesem steht in polaren Gewässern eine Abkühlung dos Wassers bis auf 
— 2° und mehr gegenüber. 

Der Gefrierpunkt des Salzwassers 23 ) liegt nämlieh unter 0°. Sowohl 
der Temperatargrad, bei welohem das Maximum der Dichte erreicht wird, wie der 
Gefrierpunkt selbst sinken bei zunehmendem Salzgehalt. Ist dieser 35 Promille, 
so friert das Meerwasaer erst bei einer Abkühlung auf — 2°, a C, und im ruhigen 
Wasser steht der Gefrierpunkt tiefer als bei bewegtem, kann selbst auf mehr als 
— 3 ° sinken. Östlich von Neuschot t Land in Nordamerika maß man in der Tat — 3 °, 3 . 

Isothermen der Meeresoberfläche. Ständige Beobachtung u 
der Temperatur wie auf dem Lande lassen sich für einzelne Punkte des hohen 
Mi i res nicht anstellen. Man hilft sich anders. Auf den mit Tagebüchern 
(Schiffsjournalen) versehenen Schiffen wird während der Fahrten sechsmal 
täglich die Wassertemperatur bestimmt. Gibt man der jeweiligen Mittags- 
position des Schiffes das Mittel aus diesen Zahlen, so erhält man, das Material 
aus zahlreichen Tagebüchern ausziehend, für jedes von den Kursen in einem 
bestimmten Monat durchschnittene Gradfeld (oder Zwei-, Fünfgradfeld usw.) 
eine oder mehrere Angaben, aus denen man die mittlere Temperatur für dieses 
Gradfeld berechnet. Die Lücken ergänzt man vermutungsweise. Zwischen 
diesen auf Karten eingetragenen Gradfeldzahlen zieht man die Hydro-Iso- 
thermen oder Linien gleicher Temperatur der Meeresoberfläche. 
Leicht lassen sich alsdann aus solchen Monatskarten Mitteltemperaturen 
der Gradfelder für längere Perioden wie besonders das ganze Jahr berechnen 
und nalh Eintragung auf die Karte diese mit Jahresisothermen versehen. 
In der Tat besitzt man seit mehreren Jahrzehnten solche Karten gleicher 
Meerestemperatur für alle Ozeane 24 ). 

- 1 ) J. Hann, Met. Zeitschr. 1906, 316. — 22 ) Krümmel a. a. O. I, 416. — 
23 ) G. Karsten in Forschungsreise der Gazx-Ue II, 1888, 53; s. auch Hann, Allg. 
Erdk., 1896, 245. — 24 ) Jahresisothermen des Seewassers in Berghaus, Phys. Atl., 
Taf. 21, 1889. Die neueren Karten in den Atlanten der Deutschen See warte für die 
drei Ozeane, welche solche für Februar, Mai, August, November geben, weichen begreif- 
licherweise im einzelnen mannigfach von den älteren ab. Karten der Jahresisothermen 
des Meen o Maßstäbe 1:53000000 besitzen wir von G. Schott für den 

Atlantischen und [nduohen Ozean in Bd. I der Wiss. Ergebnisse der Deutschen Tief- 
->■' ■ Expedition a. d. Dampfer Valdivia (Atlas Taf. IX, Jena 1902: Isothermen von 
1° zu 1°). Für d. Atlant. Ozean s. ferner G. Schott, Geogr. d. Atlant. Ozeans, 
Hamb. 1912. Taf. XXI. XITI (Jahresschwankung), XIV (Temperaturanomalie). 



§ 2lo. Verteilung der Temperatur im Oberflächenwasser. 519 

Die Verschiebung der Jahreszeiten. Auf dem Lande ist für die 
üördliche Halbkugel die Lufttemperatur im allgemeinen am niedrigsten im 
Januar, am höchsten im Juli; auf der südlichen umgekehrt. Es folgen also 

diese Zeiten ziemlich rasch dem tiefsten (21. Dez.) bezw. dem höchsten Sonnen-i 
stand (21. Juni). Die große Wärmekapazität des Wassers vrerzögerf 
aber den Eintritt von Maximum und Minimum der Temperatur be- 
trächtlich. Im Nordsommer nimmt das Meer tagsüber noch immer mein 
Warme auf, als es nachts abgibt, auch nachdem die Sonne längst ihren höchsten 
Stand überschritten hat. Daher ist auf der Nordhalbkugel der August, 
in manchen Meeresteilen der September der Monat größter Wasserwärme 
an der Oberfläche, wogegen im Winter die Ausstrahlung und Wärmeabgabe 
noch wochenlang überwiegt, bis endlich im Februar bezw. März das Mini- 
mum erreicht wird. 

Betrachten wir nunmehr die Temperaturkarten des Oberf lachen wassers, 
so erkennt man auf den ersten Blick einen deutlich ausgesprochenen Paralle- 
lismus der Hydro-Isothermen aller Jahreszeiten auf der Südhalbkugel etwa 
vom 25° S Br. an. Sobald man aber in den Bereich der großen die Ozeane 
beherrschenden Strömungssysteme kommt (Atlas, Taf. 8), beginnen sich die 
Isothermen zu krümmen und einen ausgesprochenen Gegensatz zwischen 
Ost- und Westrand der Meere hervorzurufen. Nennt man Meerwasser 
mit mehr als 22 ° kurzweg tropisch erwärmtes Wasser, so bildet dies einen 
Gürtel rings um die Erde, der im ganzen sich mit der Sonne um etwa 10° 
nord- und südwärts verschiebend im Stillen und Atlantischen Ozean die kon- 
tinentalen Ostküsten mit doppelt so großer Breite als an den entsprechen- 
den Westküsten bespült. 

Im August trifft man auf europäisch-afrikanischer Seite solch warmes Wasser 
von 22 ° und darüber nur längs der Küste von den Kanarien bis zum Kongo ( = 33 
Breitengrade), auf amerikanischer Seite dagegen von Neu- York bis zum südlichen 
Wendekreis ( = 64 Grade); freilich biegt sich die 22 ° Isotherme von K. Blanco (20 ° Br.) 
sofort nach N und umkreist auch die Azoren noch auf der Nordseite 25 ); ja im Stillen 
Ozean reicht der Warmwassergürtel im Osten dann nur vom Äquator nordwärts 
bis zum Wendekreis des Krebses, auf der Gegenseite vom südlichen Wendekreis 
bis ans Nordende von Nipon (41° Br.). 

Im Nordwinter ist der Linienverlauf ein ähnlicher, nur daß dann die 
warmen Wasser den nördlichen Wendekreis kaum überschreiten. Es ist leicht 
verständlich, daß es die kalten Meeresströmungen sind, die, auf der Ost- 
seite der großen Ozeane aus höheren Breiten dem Äquator sich zuwendend, 
die Warmwassergürtel einschnüren und die westwärts gewendeten Zungen 
der Isothermen hervorrufen. Auf der Westseite dagegen tragen die Strömungen 
dieses erwärmte Wasser polwärt s. Dazu kommen die nur an den Westküsten 
der Kontinente auftretenden kalten Auftriebwasser, von denen später die 
Rede sein wird (§ 222). 

Schätzt man die so erwärmten Flächen ab, so kann man etwa 165 Mill. qkm 
oder 45 % der gesamten Meeresfläche annehmen, die zeitweise über 22° C 
erwärmt sind, und mehr als 1 / z (36%) besitzen ständig ein tropisch-warmes 
Wasser (+ 22 °C und mehr). 

Eine etwas andere Berechnung geht von den Karten der Jahresisothermen 
aus und findet für die Flächen von mehr als 20° C Mitteltemperatur 192 Mill. qkm 

25 ) Atlas d. Atlant. Ozeans, 2. Aufl., Hamburg 1902, Taf. 7. 



Baoh II. Physikalische Geographie. — Kapitel 111. Das Meer. 

(= 68% dei Meer. >!"laelun). fiir die innerhalb dieses Gürtels gelegenen Flächen 
von mehr als 25« C auoh uooh lL'ti Mill. qkm ( - 86%)"). 

Dabei erscheint die Nordhälfte die bevorzugte, da in ihr sowohl in den 

prechenden Sommern als Wintern die erwärmte Meeresfläche um 5 bis 

6 M:il. qkm größer als auf der BÜdlichen ist. Die Ozeane stehen eben nach 

Süden in breitester Verbindung mit den antarktischen Gewässern, während 
im Nmden die Zugänge zum Polarmeer stark eingeschränkt sind. 

In den mittleren und höheren Breiten der beiden genannten Welt- 
meere nähern sieh die Isothermen beträchtlich einander im Bereich der nord- 
waits siehenden großen Strömungen, um sich dann rutenförmig ostwärts 

auseinander su biegen. Man erkennt leicht, daß es kalte Polarströmungen 
sind, welche an den Küsten Qstasiens und des atlantischen Nordamerika 
diesen gemäßigten Gewässern den Kaum streitig machen; die 4 "-Isotherme 
des Wassers verläuft im Februar vom Sudrand der Neufundlandbank (49° Br.) 
bis fast zum 70° in der Höhe der Lofot-Inseln. So ist denn die Frage nach 
der ort liehen Verteilung der Meereswärme eng mit der der Ströinuugs- und 
Windverhältnisse in den Ozeanen verknüpft und wird uns weiter beschäf- 
tigen (§ 235). 

Doch mag hier noch auf die wichtigen Unterschiede der großen Ozeane 
in betreff der Wärmeverteilung an der Oberfläche hingewiesen werden, die 
in der stark abweichenden Umrißgestalt derselben ihren Grund hat. Der 
Stille Ozean, der eigentliche Tropenozean, — denn 60% seiner Fläche liegen 
zwischen 3U° N und 30° S, während vom Atlantischen noch nicht 47% auf 
diese Zone entfallen — ist der wärmste mit einer Mitteltemperatur, die man 
neuerdings aus Werten für 10° Zonen auf 19°,! berechnete, der Atlantische 
mit 16°,, der kaiteste; der Indische steht hierin mit 17°, dem letztern näher. 
Ein ähidiches Verhältnis zeigt sich bei Gegenüberstellung der durchweg wär- 
meren Zonen der Nord- im Gegensatz zur Südhalbkugel, nur daß begreif- 
licherweise die Mitteltemperatur der im Indischen Ozean nördlich des Äqua- 
tors gelegenen Fläche, die den 30° N nicht überschreitet, weit höher ist, als 
die entsprechende der nordwärts weit ausgreifenden andern Weltmeere. 

Es stellt sich die mittlere Temperatur der Flächen: 

Atuini. Indischer Stiller Ganzes 

Oz ;in Ozean Oze.in Weltmeer 

nördlich 1 d Änuators l 20 °» 27 °' 5 22 °' 2 19 °' 2 

südlich ( deS Äquators j u% 150>3 ^„^ lf . ^ 

Gesamtozean 16% 17% 19 % 17% 

Diese Berechnung gelangt also, wie man sieht, zu einer Mitteltempe- 
ratur des Weltmeeres von 17 % 27 ), während, wenn sich diese Berech- 
nungen bestätigen, man seiner Nordhälfte eine um mehr als 3° höhere Mittel- 
temperatur geben müßte als der Südhälfte. Wir werden ähnlichen Verhält- 

bei den Mitteltemperaturen des Luftmeeres begegnen (§ 234). 

Überträgt man die Isothermen der Temperaturkarten der Meeres- 
oberfläche für Februar und August auf eine einzige, so gibt sie unmittelbar 
die jährlichen Schwankungen der Meerestemperatur an. Die Ver- 

26 ) Krümmel, Handbuch 1, 1907, 399. G. Schott (Anm. 24), Taf. X 
u. XI; Isothermen von je 1°C Unterschied. — 27 ) Krümmel a. a. O. 401. Die 
Zahl 17"., (J ist unbedeutend geringer als diejenige, welche Krümmel auf Grund 
der Mun.iVM hen Areal berechnungen nach den zum Challengerwerk gehörigen 
Buchan'schen Karten erhielt (17%; Pet. Mitt. 1899, LB. 8öl). 



§ 210. Verteilung der A Temperatur usw. — § 211. Das Eis im Meere. 521 

einigung der Punkte gleichen Spielraums (gleicher Amplitude) liefert uns ein 
Deues System von Linien, die Isoamplituden 28 ). Es gibt in den Tropen 
Gegenden, in denen die Wassertemperatur jährlich noch nicht um 1° C schwankt; 
sie liegen in der Region der Windstillen mit starker Wolkenbedeckung und 
mächtigen Niederschlägen bei gleichmäßig hoher Temperatur. Man hat sie 
zu 16 Mill. qkm berechnet. Langsam nimmt die Schwankung polwärts zu, 
rund % des Weltmeeres hat keine größere Jahresschwankung als 5° C. Sie 
erreicht im offenen Ozean etwa um den 40° Br. die größte Höhe, um dann 
wieder herabzusinken. Diese Werte größter Jahresschwankung erheben 
sich auf der Südhalbkugel nicht über 7 ° C, im Norden des Stillen Ozeans 
dagegen bis auf 12°, ähnlich wie im subtropischen Mittelmeer; so große 
Schwankungen finden sich dort, wo bei klarem Himmel nur geringe Wind- 
stärke herrscht. Weit größer noch ist aber die Jahresschwankung in den 
Küstengewässern — im weiten Sinne des Wortes — Ostasiens und des atlan- 
tischen Nordamerika. Wenn sich dieselbe hier gelegentlich bis auf 20° C und 
mehr steigert, so rührt dies von den kontinentalen Winden her, die im Winter 
weit in und über die Randmeere hinausgreifen und einen vollständigen Strom- 
wechsel zuwege bringen. Besonders die japanischen Gewässer sind in dieser 
Hinsicht charakteristisch. Das Maximum der Jahresschwankung von 23 °C 
findet sich im Golf von Petschili (38 ° — 41° N. Br.). In ähnlicher Weise wächst 
die Schwankung in den abgeschlossenen Nebenmeeren meist von außen nach 
innen. Im Mittelmeer 10° — 14° betragend, erreicht sie im Schwarzen Meer 
15° — 20° (Golf von Odessa 24°). An unseren norddeutschen Küsten ist das 
Seewasser im August etwa 16 ° — 17 ° wärmer als im Februar. 

§ 211. Das Eis im Meere 29 ) der höheren Breiten tritt in dreierlei Form 
auf, als Feldeis, Packeis und Eisberg. Dem Urspiung nach müssen wir 
Meer eis und Landeis unterscheiden. Die Bildung einer zusammenhängen- 
den Decke von Meereis geht zumeist von den Küsten und Inseln aus, längs 
welcher das seichte Wasser sich rascher abkühlt und unter den Gefrierpunkt 
gelangt. Daß derselbe für Salzwasser einige Grade unter 0° liegt, ist schon 
hervorgehoben (S. 512). Es bedarf bei stark abgekühltem Wasser eines äußeren 
Anlasses, um es zur Eiskristal lbildung und also zur Vereisung zu bringen. 
Häufig dient dazu der Schneefall, aber auch die Bewegung der Fische und 
anderer Seetiere kann den Anreiz geben. In polaren Gewässern breitet sich 
dann die Eisdecke zuerst als biegsames Feld eis über weite Flächen aus, 
das in einem Winter selten mehr als 2 m — 2 l / 2 m Dicke gewinnt, ja in der Ant- 
arktis kaum halb so dick wird. 

Der Grund hierfür hegt in erster Linie darin, daß das Eis ein schlechter Wärme- 
leiter ist und dadurch das unterhegende Wasser gut vor weiterer Abkühlung schützt. 
Noch weit mehr gilt dies von dem Schnee, der sich in arktischen Breiten oft massen- 
haft auf die Eisdecken auflagert, während im Süden die mächtigen vom Lande kom- 
menden Föhnwinde denselben alsbald wieder von den Eisflächen entfernen. Zu- 
gleich wird beim Gefrieren das Salz zum großen Teil ausgeschieden (trinkbar ist das 



28 ) G. Schott, Die jährliche Temperaturschwankung des Ozeanwassers mit 
Karte (1:100000000) der Isoamplituden von je 1 ° C in Pet. Mitt. 1895; für den 
Atlant. Ozean gab G. Schott (Anm. 25, Taf. XIII Kugelmaßstab 1 : 90000000) neue 
Isoarn plituden von je 1° Unterschied. Die obigen Areale nach Krümmel a. a. O. 412. 
— 29 ) Weyprecht, Die Metamorphosen des Polareises, Wien 1879; L. Mecking, 
Das Eis des Meeres, Vortrag (Inst. f. Meereskunde Nr. 11, Berlin 1909). — Krümmel, 
Ozeanographie I, 498 — 526. 



522 Buch II. Physikalische Geographie. - Kapitel III. Das Meer. 

geaohmolsens Beewassereis oioht) and dem unterlagernden Wasser mitgeteilt. Da- 
dnroh entfernt nah letzteres vom Gefrierpunkt, auch Binkl es bei stärkerem Salz- 
geball and stärkerer Abkühlung herab, um leiohterem und wärmerem Wasser Platz 
7.u machen. Das alles hindert, daß sich Meereis durah einfaches Gefrieren von unten 
bis ms unendliche verdickt, denn es stellt sieh mit der Zeit ein gewisses Gleichgewicht 
hen der von oben wirkenden Abkühlung und der Wärmezufuhr von unten ein. 
Auch nach ö -6 Jahren seheint das Feldeis kaum größere Dicke als 3 m — I m zu !»■ 
Hierbei ist die Tatsache, daß im Sommer ein oberflächliches Abtauen ein- 
tritt. so daß sieh das Eis mit weiten Seen, ja rasch fließenden Strömen bedeckt, 
wohl Hauptanlaß der Verdickung. Denn es sickert dies ausgesüßte Wasser durch 
feine Spalten des Eises abwärts, um dort eine unter seinem Gefrierpunkt liegende 
Temperatur zu treffen, die es zum Gefrieren bringt. 

W . 1 1 mächtiger Bind die Lagen von Packeis, das aus dem Feldeis 
durch Pressen und Zusammenschieben einzelner Schollen leicht entsteht, 
wo Gejseitenströme es bewegen — letztere sind die Hauptursache der den 
Schiffen so gefährlichen Eispressungen — oder stärkere Winde die Stücke 
zusammentreiben und aufstauen. Dann wird die Oberfläche rauh und aneben, 
erscheint oft wild zerklüftet und bildet für die Übersteigung mit Schlitten 
die größten Schwierigkeiten. Solches Feld- und Packeis von jugendlichem 
Alter scheint die ganze Osthälfte des nördlichen Eismeers auszufüllen. Lang- 
sam durch den Wind in Bewegung gesetzt, schiebt sich nach den Erfahrungen 
Nansens (1893 — %) die Eisdecke ganz allmählich von nach W vor; aus 
Lagen von Eis und Schnee bestehend, löst sie sich im Sommer in Schollen 
auf und entsendet große Massen von Treibeis durch die breite Öffnung zwischen 
Grönland und Spitzbergen südwärts. An Grönlands Ostküste dagegen staut 
sich das Packeis auf und macht sie